Genel Jeoloji I - Jeoloji Mühendisliği Bölümü

1
GENEL JEOLOJİ-I
DERS NOTLARI*
Prof. Dr. Faruk Ocakoğlu
Osmangazi Üniversitesi
Jeoloji Mühendisliği Bölümü
Şubat 2014, Eskişehir
 Bu notlar, “The Earth” ve “Dynamic Earth” adlarında iki İngilizce ders
kitabının belli bölümlerinin kendi yaptığım çevirilerinden oluşuyor. Bazen
metne ülkemizden örneklerle kendi kısa görüşlerimi de ekledim.
2
İÇİNDEKİLER
1. Jeolojiye özlü bir giriş
1.1. Jeoloji hakkında bazı tarihsel notlar
1.1.1. Katastrofizm
1.1.2. Modern jeolojinin doğuşu
1.2. Jeolojik zaman
1.3. Bilimsel Araştırmanın doğası
1.4. Dünya’nın görünüşü
1.5. Dünya’nın iç yapısı
1.6. Dinamik Dünya
1.7. Bir sistem olarak Dünya: Kayaç çevrimi
2. Madde ve Mineraller
2.1. Mineraller
2.2. Mineralerin yapısı
2.3. Minerallerin fiziksel özellikleri
2.4. Mineral grupları
3. Magmatik kayaçlar
3.1. Magmanın kristallenmesi
3.1.1. Magmatik dokular
3.1.2. Magmatik bileşim
3.1.3. Magmatik kayaçların isimlendirilmesi
3.2. Levha Tektoniği ve magmatik kayaçlar
4. Sedimanter Kayaçlar
4.1. Sedimanter kayaçların türleri
4.2. Kırıntılı sedimanter kayaçlar
4.3. Kimyasal sedimanter kayaçlar
4.4. Sedimanların kayaca dönüşümü
4.5. Sedimanter kayaçların sınıflanması
4.6. Sedimanter ortamlar
5. Metamorfik kayaçlar
5.1. Metamorfizmanın nedenleri
5.2. Metamorfizma kayaçları nasıl değiştirir
5.3. Yaygın metamorfik kayaçlar
5.4. Kontak metamorfik kayaçlar
5.5. Fay zonları boyunca metamorfizma
5.6. Bölgesel metamorfizma
5.7. Metamorfizma ve levka tektoniği
6.
Jeolojik zaman
6.1. Göreli Yaşlandırma
6.2. Kayaç tabakalarının yaşlandırılması
6.3. Radyoaktivite ile mutlak yaşlandırma
6.4. Jeolojik zaman çizelgesi
3
BÖLÜM-1
JEOLOJİYE ÖZLÜ BİR
GİRİŞ
4
JEOLOJİYE GİRİŞ
Bir volkanın görkemli patlayışı, depremin yarattığı yıkım ve korku, bir dağ vadisinin büyüleyici manzarası, bir
heyelanın yarattığı yıkım, bunların tümü bir jeolog için inceleme konularıdır. Jeolojik inceleme fiziksel çevre ile ilgili
pek çok şaşırtıcı ve pratik sorunla ilgilenir. Hangi kuvvetler dağları ortaya çıkarmıştır? Kaliforniya ya da İstanbul'da
yakında büyük ve yıkıcı bir deprem olacak mıdır? Olacaksa nereler bundan ne kadar etkilenecektir? Buzul çağı neye
benziyordu? Gelecekte bir başkası gerçekleşir mi? Deniz seviyesi zaman içinde gerçekten değişiyor mu? Bu, sahil
kentlerini nasıl etkileyecek? Mağaralar ve tavanlarından sarkan garip, sivri yapılar nasıl oluşur? Susuzluktan kırılan şu
zavallı köy için suyu nereden, nasıl sağlayacağız? Uygun kalitede yeraltı suyunu nereden bulabiliriz? Petrolü ülkenin
neresinde aramalıyız? Bunun için sondajlarımızı nerelerde yapmalıyız? Bunlar jeologun ve ülkemizde jeoloji
mühendislerinin kafa yorduğu konulardan sadece bazılarıdır.
Jeoloji (ing. geology), sözcük anlamı itibarıyla Dünya' nın incelenmesi anlamına gelir. (Geo=Dünya, yerküre,
logos=inceleme, bilim). Dünyayı anlamak basit bir iş olarak düşünülmemelidir, çünkü o değişmeyen bir kaya kütlesi
değil, uzun ve karmaşık tarihi olan dinamik bir kütledir.
Jeoloji bilimi geleneksel olarak iki geniş alana bölünür. Fiziksel ve Tarihsel Jeoloji: fiziksel jeoloji dünyayı oluşturan
malzemeleri inceler, onun içinde ve üstünde halen çalışan pek çok süreci anlamaya çalışır. Tarihsel Jeolojinin amacı ise
dünyanın kökenini ve zaman içerisindeki gelişimini anlamaktır. Bunun için, jeolojik geçmişte oluşmuş pek çok fiziksel
ve biyolojik değişimi ortaya çıkarır, zaman dizinsel (kronolojik) olarak sıralar. Mantıksal olarak fiziksel jeoloji tarihsel
jeolojiyi önceler. Çünkü, geçmişi çözümlemeden önce dünyanın nasıl çalıştığını, içindeki ve üstündeki düzeni anlamaya
ihtiyaç vardır; ancak bundan sonra dünyanın eski devirlerindeki hikayesi sağlıklı bir şekilde çözümlenebilir.
Jeoloji Hakkında Bazı Tarihsel Notlar
Dünyanın doğası, yani onu oluşturan malzemeler ve süreçler yüzyıllardır incelene gelmiştir. Fosiller, süstaşları, depremler
ve volkanlar hakkındaki ilk yazılı belgeler eski Yunanlılar' a (günümüzden 2300 yıl önceye) kadar uzanır. Sümerler’de
bile (günümüzden 5000 yıl önce) dünyanın oluşumu ve onu oluşturan bazı malzemelerle ilgili ilkel de olsa bazı bilgiler
mevcuttur.
Kuşkusuz, en nüfuzlu eski yunan filozofu Aristo idi. Ancak ne yazık ki, Aristo' nun dünya ile ilgili açıklamaları
ayrıntılı gözlem ve deneylere dayanmıyordu. O, kayaçların yıldızların etkisi altında oluştuğuna ve depremlerin yer
içinde çokça bulunan havanın yine yer içindeki yangınlarla ısınması sonucu, yerden patlamalı bir şekilde kaçmasıyla
meydana geldiğine inanıyordu. Bir fosille karşılaştığında "Dünyanın içinde hareketsizce pek çok balık yaşıyor ve
kazıldığında ortaya çıkıyorlar" gibi kaçamak bir yanıt veriyordu. Daha sonraki zamanlarda, bu fosillerin kayaların
içine sonradan girdiği yollu açıklamalar da yapılmıştır.
Katastrofizm
17. ve 18. yy. 'da katastrofızm doktrini insanların dünyanın dinamiği konusundaki düşüncelerini ciddi ölçüde
5
etkilemiştir. Kısaca söylenirse, katastrofıstler, dünyanın yüzey şekillerinin büyük ölçüde büyük katastroflar (değişim,
yıkım, olay) tarafından şekillendiğine inanıyorlardı. Bu gün oluşumları için uzun zamana ihtiyaç olduğunu bildiğimiz
dağlar ve kanyonlar gibi yapıların aniden, nedeni bilinemezcesine ortaya çıkan ve artık gözlenmeyen bazı felaketlerle
oluştuğuna inanılıyordu. Bu düşüncenin arkasında dünya' nın o zaman tahmin edilen yaşı ile yeryüzü süreçlerinin
hızını uyumlulandırma kaygısı yatmaktadır.
1600'lü yılların ortalarında, İrlandalı bir hiristiyan din adamı olan James Ussher, o zaman kesin ve derinden etki
yaratan bir çalışmasını yayımladı. İncil'in saygıdeğer bir izleyicisi olarak Ussher Dünya ve insanlık tarihinin bir
zaman dizinini oluşturdu. Buna göre Dünya İ. Ö. 4004 yılında yaratılmıştı. Ussher'in bu çalışmaları o zamanki
Avrupa' lı bilim adamları ve dinsel liderler arasında yaygın bir kabul gördü . Ve önerilen zaman dizini bir süre
sonra İncil'in kenarlarına basılmaya başlandı.
Modern Jeolojinin Doğuşu
1700'lü yılların sonları çoğunlukla modern jeolojinin başlangıcı olarak kabul edilir. Bu zamanda James Hutton
adında bir iskoç fizikçi (ve aynı zamanda çiftçi) "Dünya Teorisi" adlı çalışmasını yayımladı. Bu çalışmada, Hutton,
"üniformitariyanizm" (tek düzecilik) doktrini olarak
bilinen bir prensibi ileri sürüyordu. Bu fikir modern
jeolojinin temel prensiplerinden biridir. Basitçe şöyle ifade
edilebilir ; "bugün işleyen fiziksel, kimyasal ve biyolojik
yasalar jeolojik geçmişte de çalışmışlardır" Bu, bugün
gezegenimizi şekillendirdiğini gözlediğimiz süreçlerin
uzun zamandan beri varlıklarını sürdürdükleri anlamına
gelir. Üniformitariyanizm çoğunlukla "Bugün geçmişin
anahtarıdır" sözüyle ifade edilir.
Hutton' un "Dünya Teorisi"nden, önce hiç kimse,
jeolojik süreçlerin son derece uzun zaman dilimleri
boyunca
oluştuklarını
açıkça
gösterememiştir.
Hutton, küçük gözüken kuvvetlerin uzun zaman
aralıkları
boyunca
uygulandıklarında
katastrafik
olayların yarattığı kadar önemli sonuçlar yaratacağını
ikna edici bir şekilde ortaya koymuştur. Kendinden öncekilerden farklı olarak Hutton, görüşlerini destekleyen
doğrulayıcı gözlemlerden sözetmiştir.
Hutton' un edebi tarzı (yazım şekli), sıkıcı ve zor anlaşılır olduğundan çalışmaları pek okunup anlaşılamadı.
1802'de Hutton' un arkadaşı ve meslektaşı John Playfair "açıklamalı Hutton Teorisi" adlı çalışmayı bastı. Bu
çalışmada Hutton' un görüşleri daha açık ve çekici bir dille ifade edildi. Playfair' in bir çalışmasından sonra modern
jeolojinin asıl ileri doğru fırlamasını sağlayan kişi İngiliz jeologu Charles Lyell olmuştur. 1830 ile 1872 yılları
6
arasında onun büyük eseri " Jeolojinin ilkeleri" 12 baskı yapmıştır.
Lyell öncülerinden çok daha ikna edici bir şekilde bugün gözlenen jeolojik süreçlerin jeolojik geçmişte de işlediklerini
göstermiştir. Üniformitariyanizm' i ilk kez Lyell ortaya atmamış olsa da, kuramı başarıyla yorumlayan ve bilim
camiasına mâl eden kişi Lyell olmuştur.
Günümüzde
dayanakları
üniformitariyanizmin
Lyell
zamanındaki
temel
önemini
korumaktadır. Ancak, bu gün şunu da
anlamış bulunuyoruz ki, kuram yüzeysel ele
alınmamalıdır. Geçmişteki jeolojik süreçlerin
bugünkülerin aynı olduğunu söylemek,
bunların aynı bağıl öneme sahip oldukları
veya aynı hızla çalıştıkları anlamına gelmez.
Jeolojik zaman boyunca aynı süreçler egemen
olmuş bulunmakla birlikte bunların hızlarının
değişken
olduğu
kuşkusuzdur.
Üniformitariyanizm' in kabulü dünyanın pek
uzun
tarihinin
kabulü
anlamına
gelir.
Süreçlerin şiddeti değişse de, önemli yüzey
şekli
özelliklerinin
yaratılması
ya
da
bozulması oldukça uzun zaman kişi Lyell
olmuştur. Günümüzde üniformitariyanizmin
temel dayanakları Lyell zamanındaki önemini
korumaktadır. Ancak, bu gün şunu da
anlamış bulunuyoruz ki, kuram yüzeysel ele alınmamalıdır. Geçmişteki jeolojik süreçlerin bugünkülerin aynı
olduğunu söylemek, bunların aynı bağıl öneme sahip oldukları veya aynı hızla çalıştıkları anlamına gelmez.
Jeolojik zaman boyunca aynı süreçler egemen olmuş bulunmakla birlikte bunların hızlarının değişken olduğu
kuşkusuzdur. Üniformitariyanizm'in kabulü dünyanın pek uzun tarihinin kabulü anlamına gelir. Süreçlerin şiddeti
değişse de, önemli yüzey şekli özelliklerinin yaratılması ya da bozulması oldukça uzun zaman yaratılması ya da
bozulması oldukça uzun zaman alır. Örneğin, jeologlar bugün ABD'de bulunan Minessota, Visconsin ve
Michigan'ın bulunduğu bölgede bir zamanlar dağların bulunduğunu belirtiyorlar. Bugün bu bölge alçak
tepecikler ve düzlüklerden oluşmaktadır. Erozyon (karalan kemiren, aşındıran süreçler) bir zamanların yüksek
dağlarım zamanla tahrip etmiştir. Tahminler Kuzey Amerika Kıtası'nın 1000 yılda 3 cm kadar aşındırıldığını
göstermektedir. Bu hızla, 100 milyon yılda su, rüzgar ve buzullar dağları 3000 m civarında bir aşındırmaya
maruz bırakmıştır.
Ancak bu zaman dilimi bile, dünyanın geçirdiği dağ oluşumu ve erozyon çevrimlerinin tamamının anlaşılmasına
7
olanak vermeyecek kadar kısadır. Uzun jeolojik devirler boyunca dünyanın sürekli değişen çehresiyle ilgili
olarak James Hutton'un oldukça meşhur olan bir sözü bulunuyor. 1788 tarihli, "Transections of the Royal Society
of Edinburgh"ta, basılan makalesinin sonuçlarında O, "bu incelememizin nihai amacı, şu halde, başlangıcın
hiçbir kalıntısını (izini) bulamayacağımız ve nihai sonla ilgili de hiçbir tahminde bulunamayacağımızdır" demektedir.
Jeolojik Zaman
Hutton, Playfair, Lyell ve daha başka pek çokları jeolojik zamanın oldukça uzun olduğunu anlamışlarsa da,
ellerinde dünyanın yaşını kesinlikle ölçmek için hiçbir araçları yoktu. 20. yy'ın başlarında radyoaktivitenin
keşfiyle ve zamanla radyometrik yaşlandırmanın hassasiyetinin giderek iyileştirilmesiyle birlikte jeologlar Dünya
tarihindeki olayların tarihlerini oldukça doğru bir şekilde tayin edebiliyorlar. Günümüzdeki tahminler Dünya' nın
yaşını 4. 6 milyar yıl olarak vermektedir.
Bağıl Yaşlandırma ve Jeolojik Zaman Cetveli
Radyometrik yaşlandırmanın keşfinden epey uzun zaman önce 19. yy' da, bağıl yaşlandırma ilkeleri kullanılarak bir
jeolojik zaman çizelgesi geliştirildi. Bağıl yaşlandırma (ing. relativedating), gerçek yaşları yıl cinsinden bilinmeksizin
olayların oluş sırasına göre sıralanması anlamına gelir. Bu işlemde süperpozisyon yasası türünden bazı ilkelerden
yararlanılır; Bu yasa, deforme olmamış bir sedimanter kayaç veya lav akışında her bir tabakanın altındakinden
daha genç ve üstündekinden daha yaşlı olduğunu söyler. Bugün bu yasa oldukça temel bir niteliğe sahipken 300
yıl kadar önce, bu, bağıl yaş ölçümünün mantıksal temelini oluşturarak bilimsel usavurumda çok önemli bir ilerleme
sağladı. Ancak çoğu kayaç tabakası için kesin bir çökelme hızı belirlenemeyeceğinden, verilen bir tabakanın ne kadar
zamanda oluştuğu yine de bilinemez.
Tarihöncesi yaşamın kalıntıları veya izleri olan fosiller jeolojik zaman çizelgesinin oluşturulmasında önemli olmuşlardır.
Jeolojideki temel prensiplerden biri, bütün dünyada sayısız kaya tabakalarından toplanan örneklerin onlarca yıl boyunca
çalışılmasıyla ortaya çıkarılan "faunal ardıllık" prensibidir. Bu prensipe göre fosil organizmalar zaman içinde birbirlerini
kesin ve öngörülebilir bir
sırayla
takip
ederler.
Öyleyse herhangi bir zaman
dilimi onun fosil içeriğiyle
pekala tahmin edilebilir. Bir
kez
kurulduktan
sonra
böyle bir ilke, jeologlara
birbirinden oldukça uzak
alanlarda
bazen
özelliklerdeki
aynı yaşlı
kayaçları
olanağı
farklı
tanımlama
sağlar.
Sonuçta
8
şekil 1. 7'deki gibi bir zaman
çizelgesi ortaya çıkarılmıştır.
Bu
şekilde
devirlerin
eşit
zamanları içermediğine dikkat
ediniz. Örneğin Kambriyen 65
My sürerken Siluriyen yalnızca
30 My sürmektedir. Jeolojik
zaman
çizelgesinin
oluşturulması bir saatin düzenli
ritmine göre değil zaman içinde
yaşam formlarının değişimine
göre
gerçekleştirilmiştir.
Yıl
cinsinden tarihler, çizelgenin
oluşturulmasından çok sonra
çizelgeye eklenmişlerdir. Şekil
1. 7'de ayrıca Fanerozoyik eon'
unun daha yaşlılara göre çok
daha fazla sayıda askatlara
bölündüğü dikkat çekmektedir.
Yaşlı eonlarda fosillerin çok
daha az bulunması bu detay
eksikliğinin başlıca nedenidir.
Bol fosiller olmaksızın, jeologlar jeolojik zamanı bölümlemek için önemli bir araçtan mahrum kalırlardı.
Bilimsel Araştırmanın Doğası
Modern bir toplumun üyeleri olmak (bunun bir çeviri olduğunu unutmayınız!) bilimden kaynaklanan yararlar bize
sürekli anımsatılır. Fakat bilimsel araştırmanın doğası tam tamına nedir? Bütün bilimler doğal dünyanın tutarlı ve
öngörülebilir bir tarzda davrandığı kabulüne dayanır. Bilimin en genel amacı doğal dünyanın altında yatan desenleri
keşfetmek, ve daha sonra bu bilgiyi verili durumlarda olması veya olmaması gerekenler hakkında öngörüler yapmak
için kullanmaktadır.
Yeni bilimsel bilginin gelişimi evrensel olarak kabul edilmiş temel, mantıksal bazı süreçleri içerir. Doğal
dünyada olup biteni belirlemek için bilimciler gözlemler ve ölçümler yoluyla bilimsel olguları toplarlar. Bu veriler
bilim için temeldir ve bilimsel bilginin gelişiminde sıçrama tahtası işlevini görürler.
Hipotez
9
Bir kez olgular toplanıp doğal bir olguyu tanımlamak üzere formüle edildiğinde araştırmalar şeylerin "niye ve nasıl
gözlendiği şekilde olduğunu" açıklamaya çalışır. Onlar bunu, henüz test edilmemiş bir ilk açıklama kurgulayarak
yaparlar. Buna bilimsel hipotez denir. Bir olguyu açıklamak için çoğunlukla birden fazla açıklama ileri sürülür.
Sonra bilimciler hipotezin doğru olması durumunda neyin gerçekleşeceğini ya da gözleneceğini düşünürler
ve öngörülerinin doğrularının test edilmesi için düzenekler hazırlarlar.
Eğer bir hipotez test edilemiyorsa, ne denli ilginç olursa olsun bilimsel açıdan kullanışlı değildir. Test etme,
çoğunlukla gözlemler yapma, model geliştirme ve deneyler gerçekleştirme süreçlerini kapsar.
Test sonuçları beklendiği gibi olmazsa ne olur? Bir olasılık gözlem ya da deneyde hata olmasıdır. Diğer olasılık
kuşkusuz hipotezin geçerli olmamasıdır. Hipotezi reddetmeden testler tekrarlanılabilir, ya da yeni testler
uygulanabilir. Ne kadar çok test olursa o kadar iyidir. Bilim tarihi geçersiz hipotezler çöplüğüdür. Bu tür
hipotezlerden en iyi bilineni güneş, ay ve yıldızların günlük hareketlerinin yanlış yorumuyla desteklenen dünyanın
evrenin merkezinde olduğu yaklaşımıdır.
Teori (Kuram)
Bir hipotez kapsamlı yeni gözlemlere karşın hayatta kaldığında ve kendisiyle yarışan hipotezleri alt ettiğinde, bu
hipotez artık bir bilimsel teori haline gelmiş sayılır. Günlük dilde, bir yaklaşımı küçümsemek için "bu yalnızca
bir teori" diyoruz. Halbuki bir bilimsel teori, iyi test edilmiş çoğunlukla kabul gören bir görüştür, öylesine ki
bilimciler bunu gözlenebilir olguları en iyi açıkladığı konusunda hemfikirdirler. Bir bilimsel teori için eldeki
verilerin ona uygunluğu yetmez. Teoriler, kendileri yaratılırken kullanılanlardan başka ek gözlemlerle de uyum
içinde olmalıdır. Dahası teoriler öngörü gücüne sahip olmalıdır.
Bilimsel teoriler de, tıpkı bilimsel hipotezler gibi geçici bir süre için kabul edilirler. Önceki testleri başarıyla
aşmış bir teori sonraki testlerde pekala yıkılabilir. Teoriler yeni tezler karşısında hayatta kaldıkça daha da
güçlenirler. Bu sunuculara Levha Tekniği ve Evrim kuramları örnek olarak gösterilebilir.
Bilimsel Yöntemler
Bilimcinin olguları gözlemler vasıtasıyla topladığı ve onları bilimsel hipotez ve teoriler olarak formüle ettiği üstte
özetlenen süreç bilimsel yöntem olarak bilinir. Yaygın inancın tersine, bilimsel yöntem bilimcinin rutin olarak
uyguladığı standart bir reçete değildir. Daha çok yaratıcılık ve bakış açısı isteyen bir çabadır. Rutherford ve
Ahlgren şöyle diyor; "Dünyanın nasıl çalıştığını hayal etmek ve bunun nasıl test edilebileceğini ortaya
çıkarmak şiir yazmak, müzik bestelemek veya gökdelen tasarlamak gibi yaratıcılık isteyen bir şeydir. "
Modern bilimsel girişimler sıklıkla yeni teknolojilerle içli dışlıdırlar. Hızlı bilgisayarların geliştirilmesiyle birlikte
bilim adamları gerçek dünyada olan biteni taklit eden modeller yaratmaya başladılar. Bu modeller, çok uzun
10
zamanda gerçekleşen veya fiziksel olarak çok büyük olan veya çok uç koşullarda gerçekleşen süreçlerle çalışırken
son derece yararlıdır. Örneğin kabuğun derinlerindeki koşulları taklit eden bir deney düzeneği kurmak neredeyse
olanaksızdır. Kendi sorunları olmasına karşın modelleme gözlemlerimizle ölçüm arasındaki açığı kapatabilir.
Bilimcilerin çoğunlukla izledikleri sabit bir bilimsel yol yoktur. Yine de çoğu bilimsel araştırmaların şu
basamaklardan geçtiğini söyleyebiliriz. 1) Gözlem ve ölçümler vasıtasıyla olguların toplanması 2) Bu olguları
açıklamak üzere bir veya birkaç hipotez kurmak 3) Hipotezi test etmek için gözlem ve deneylerin geliştirilmesi. 4)
Yoğun test etme ile hipotezin kabulü, değiştirilmesi ve ret edilmesi.
DÜNYANIN GÖRÜNÜŞÜ
Şekil 1. 10, Apollo 8 astronotları 1968 Aralığında ayın çevresini ilk kez dolandıklarında ayın arkasından onları
selamlayan Dünya' nın görünüşüdür. Böyle
bir görünüş astronotlar kadar dünyadaki
insanlara
da
gezegenimizin
biricik
perspektifini sağlamış oluyor. İlk kez
uzayın derinliklerinden gözüken sonsuz
evrenin siyahlığıyla Çevrelenmiş küçük,
kırılgan gezegenimizi gördük. Bu tür
resimler yalnız görkemli ve heyecan verici
değil, aynı zamanda alçak gönüllülüğe
davet edicidir; çünkü bu bize, daha önce
hiç olmadığı şekilde gezegenimizin evrende
ne kadar küçük bir yer tuttuğunu apaçık
göstermektedir.
Gezegenimize daha yakından baktığımızda
onun
yalnızca
taş
ve
topraktan
oluşmadığının farkına varmaya başlarız.
Kuşkusuz en belirgin özellikler, kıtalardan
ziyade yeryüzeyinde burgaçlar oluşturan
bulutlar ve geniş okyanuslardır. Bu bakış noktasından gözlendiğinde, dünyanın noktasından gözlendiğinde, dünyanın
fiziksel ortamının neden ezelden beri 3'e ayrıldığını daha iyi anlarız. Katı dünya, gezegenimizin su bölümü ve dünyanın
gazdan oluşan zarfı, yani atmosfer .
Dünyamızın fiziksel ortamlarının son derece girik, birbiriyle ilişkili olduğunu özellikle vurgulayalım. Yalnız başına
kayaçların, suyun ya da atmosferin egemenliği söz konusu değildir. Daha ziyade, bu fiziksel ortam havanın suyla,
11
kayacın suyla ve suyun havayla sürekli
bir etkileşimi ile karakterize edilir.
Dahası, biyosfer, ki bu gezegenimizdeki
bitki ve hayvan yasanımın tümüdür, her
3 fiziksel ortamıyla etkileşen dünyanın
bütünleşik bir sistemidir.
Dünyanın 4 küresi arasındaki etkileşim
sürekli ve sayısızdır. Şekil 1. 11 bunun
kolay gözlemlenen bir örneğini sunuyor.
Sahiller
su,
kayaç
ve
havanın
karşılaşma alanlarıdır. Açık denizde
rüzgarın çekmesiyle oluşan dalgalar
kayalık sahile yaklaştıkça kırılırlar.
Suyun gücü gerçekten büyük olabilir ve
bu yüzden gerçekleşecek aşınma da
büyük olabilir.
Hidrosfer
Dünya bazen mavi gezegen diye de
isimlendiriliyor. Dünyayı biricik kılan
şey aslında sudur. Hidrosfer sürekli
hareket halinde olan, okyanuslardan
atmosfere buharlaşan, sonra yeniden
karaya yağış olarak düşen, nihayet
akarsu yataklarından okyanuslara doğru
akan dinamik bir kütledir. Küresel okyanus
(ing. Global Ocean; bu, birbirine bağlı
büyük su kütlelerini anlatıyor) hidrosferin
en dikkat çekici özelliğidir. Dünya yüzeyinin %71'ini ve toplam suyun %97'sini kaplar. Hidrosfer tuzlu okyanus
sularının yanı sıra akarsu, göl, buzul ve yeraltında bulunan tatlı suları da içerir. Bu sonuncular toplam içinde küçük
bir orana sahipseler de önemleri çok çok daha fazladır. Akarsu, buzul ve yeraltı suları karadaki hayat açısından önemli
olduğu kadar yeryüzünün şekillenmesi açısından da son derece önemlidirler.
Atmosfer
Dünya, atmosfer denen, hayat veren bir gaz zarfı ile çevrilidir. Dünyanın çapıyla karşılaştırıldığında pek ince
olan bu hava örtüsü gezegenimizin bütünleşik bir parçasıdır. Sadece soluduğumuz havayı bulundurmakla kalmaz,
12
aynı
zamanda
güneşin
yakıcı
sıcaklığından ve tehlikeli morötesi
ışınlarından da korur. Atmosferle
yeryüzü
ve
atmosferle
uzay
arasındaki sürekli ısı alışverişi hava
durumu dediğimiz olguyu oluşturur.
Eğer ay gibi, dünyanın atmosferi
olmasaydı sadece hayat olmamakla
kalmazdı; dünya yüzeyini bu denli
dinamik kılan süreç ve etkileşimlerin
çoğu olmazdı. Bozunma ve erozyon
olmaksızın
gezegenimizin
yüzü,
neredeyse 3 milyar yıldır
hiç
değişmeyen ayın yüzeyine benzerdi.
Biyosfer
Biyosfer, dünyadaki bütün canlı yaşamım kapsar. Okyanusun tabanından, atmosferde birkaç km yükseklikteki bir
hacim içinde bulunurlar. Bitki ve hayvanların yaşaması için uygun fiziksel ortam gereklidir. Öte yandan organizmalar
fiziksel çevreleriyle ilişkiye de girerler. Yaşam olmasaydı, katı dünyanın niteliği ve görünüşü çok daha farklı olurdu.
Katı Dünya
Atmosfer ve okyanusların altında katı dünya bulunur. Katı dünya ile ilgili çalışmalarımızın çoğu onun kolayca ulaşılabilen
yüzey özellikleri üzerinedir. İyi olan şudur ki, bu özellikler yeraltındaki malzemelerin dinamik davranışının dışa
yansımasıdır. Yüzeydeki en belirgin özellikleri çalışıp onların devamlılığını izleyerek gezegenimizi biçimlendiren süreçler
hakkında ipuçları sağlarız.
Kıta-okyanus geçişi: Dünya yüzeyinin iki ana bölümü kıtalar ve okyanuslardır. Bugünkü kıyı çizgisi (sahil) bu iki
bölgeyi birbirinden ayıran sınır değildir. Daha çok, kıta şelfi adı verilen kıtasal malzemeden oluşan hafifçe eğimli
bir platform, sahilden denizin içlerine doğru uzanır. Şekil 1. 13'te bu kıta şelfinin bir bölgeden diğerine yayılımının
oldukça farklı olduğu gözükmektedir. Son buzul çağının sonlarında (yaklaşık 15 bin yıl önce) deniz seviyesi deniz
suyunun bir kısmının buzullarda tutulması yüzünden bugünkünden 150 m daha düşüktü; ve kıta şelfleri pek dardı.
Kıyı şeridi kıta şelfinin deniz tarafına doğru uç kısmında bulunuyordu.
Yükseltiler ve Derinlikler
Kıta ve okyanuslar arasındaki en belirgin fark onların görece yükseklikleridir. Kıtaların ortalama yüksekliği 840 m
iken, okyanusların ortalama derinliği 3800 m'dir. Bu farklı tabakaların yükseklik Farkları onların yoğunluklarının bir
yansımasıdır. Kıtasal bloklar, granit adı verilen, yoğunluğu
suyunkinden 2, 7 kat daha fazla bir kayacın
13
özelliklerine sahiptirler. Okyanus havzalarındaki kabuk ise
Yoğunluğu suyunkinden 3 kat
fazla olan bazaltinkine
benzer bileşime sahiptir. Yine de bu yoğunluk farkı
kıtaların daha yüksekte bulunmasını tam olarak açıklayamaz. Yerin 100 km derinliğinde bulunan kayaç malzemesi
zayıftır ve akma
özelliğine sahiptir.
Öyleyse
dış
kırılgan
kabuğun
zayıf
zemin
üzerinde,
tıpkı
"iceberg"in
üstünde
bu
su
yüzmesi
türünden,
yüzdüğünü
düşünebiliriz.
Daha
hafif
kayaçlardan
yapılmış
kıtasal
olan
blokların
daha ince ve yoğun
okyanusal
malzemeden
daha
yukarıda yüzdüğünü
düşünebiliriz.
Kıtalar
Bu iki alan arasındaki en büyük fark, daha öncede söylendiği gibi yükseklik farkıdır. Kıtaların en belirgin
özelliği çizgisel dağ kuşaklarıdır. Bunların yayılımı rastgele gibi görünüyorsa da bu doğru değildir. En genç
dağlar dikkate alındığında bunların iki zonda bulunduğunu görüyoruz. Pasifik çevresi kuşağı (ing. circumpasifıc belt) iki Amerika kıtasının batı tarafındaki dağları içerir ve volkanik ada yaylan şeklinde Pasifik'e doğru
uzanır. Ada yayları, deforme olmuş volkanik kayaçlardan ibaret dağlardır. Bu gruba Alaska adaları, Japonya, Filipinler
ve Yeni Gine de dahildir. Diğer ana dağ kuşağı Alpler'den başlayıp doğuya İran ve Himalaya'ya ve oradan da
Endonezya'ya kadar uzanır. Dağlık alanlarda yapılan dikkatli gözlemler, buraların kalın kayaç istiflerinin sıkışmasından
ve oldukça etkin deformasyonundan oluştuğunu göstermektedir. Kıtalarda eski dağlar da bulunuyor. Örnek olarak
ABD'nin doğusundaki Apalaşlar ve Rusya'daki Urallar verilebilir. Onların bir zamanlardaki ulu tepeleri
milyonlarca yıllık aşındırma ile şimdi büyük ölçüde kemirilmiştir. Bunlardan daha yaşlıları kıtaların durağan iç
kesimleridir. Bu durağan iç alanlarda kalkan olarak bilinen, kristalin kayaçlardan ibaret geniş ve düz alanlar
14
bulunur. Radyometrik yaşlandırmalar kalkanların gerçekten çok yaşlı olduğunu göstermektedir. Bazılarından gelen yaşlar
3. 8 milyar yılı bile geçmektedir. Bu en yaşlı kayaçlar bile büyük kuvvetlerle kıvrılıp deforme olmuşlardır.
Okyanus Havzaları
Okyanus tabanları bir zamanlar içinden tek tük volkanik yapıların yükseldiği hemen hemen düz ve sedimanla kaplı,
kolay tanımlanamaz bölgeler olarak düşünülüyordu. Okyanusun tabanlarına ilişkin bu kavrayış aslında doğru değildir.
Okyanus havzaları, dünya üzerindeki en dikkat çekici dağ zincirlerini, okyanus sırtı sistemini içerirler. Orta Atlantik sırtı ve
Doğu Pasifik sırtı bu sistemin birer parçasıdırlar (Şekil 13). Bu yapı bir beyzbol topunun bağları türünden bütün dünyanın
çevresini 70 bin km boyunca sarmalar. Kıtalar üzerindeki dağlarda bulunan oldukça deforme kayaçları içermek yerine
bunlar, eriyik kayaçların (volkanik kayaçların) birbiri üzerine birikmesi, kırıklanması ve yükselmesi ile oluşurlar.
Okyanus tabanlarında oldukça derin (bazen 11 km kadar ) çukurlar da yer alır. Bu derin okyanus hendekleri dar ve
okyanus tabanının az bir kesimini kapsıyorsa da oldukça önemli özelliklerdir. Bazı hendekler, kıtalara komşu genç
dağların yakınında (okyanus içinde) bulunur. Diğerleri volkanik ada yayları diye isimlendirilen okyanus içindeki dağlara
paralel uzanırlar.
Genç, aktif dağ kuşakları ile okyanus arasında bir ilişki var mıdır? Okyanuslar içindeki muazzam sırt sisteminin anlamı
nedir? Hangi kuvvetlerdir ki kayaçları kıvırıp büyük dağların oluşumuna yol açmaktadır. Şayet gezegenimizin
dinamiğini anlamak istiyorsak bu soruları yanıtlamak zorundayız.
DÜNYANIN İÇ YAPISI
Dünyanın oluşmasından kısa süre sonra, çarpışan partiküllerin yaydığı enerjiye eklenen radyoaktif elementlerin
bozmamasının saldığı ısı dünyanın içinin kısmen ya da tamamen erimesine neden oldu. Ergime ağır elementlerin,
ki bunlar başlıca demir ve nikeldir, dünyanın merkezine doğru çökmesine olanak verirken daha hafif bileşenler
yukarıya doğru yükseldi. Bu kimyasal farklılaşma döneminin önemli sonuçlarından birisi büyük miktardaki gaz
malzemenin, tıpkı bugün volkanik patlamalarda olduğu gibi, yeriçinden kaçması oldu. Bu süreçle zamanla bir
ilkel atmosfer gelişti. Atmosfer sayesindedir ki bu gezegen üzerinde yaşam ortaya çıkabildi.
Genel olarak yer içi sıcaklık, basınç ve yoğunluğun dereceli olarak artışı ile karakterize edilir. Deneyler ve
modellere dayanılarak yapılan tahminler 100 km derinde sıcaklığın 1200 ile 1400 °C arasında olduğunu;
çekirdek-manto arasında 4500 °C ve dünyanın merkezinde ise 6700 °C sıcaklık bulunduğunu gösteriyor. Açıktır
ki yerin içi sıcaktır; ancak enerji yavaş ama sürekli bir şekilde yer içinden uzaya doğru akmaktadır.
Eğer sıcaklık malzemenin eriyikliği üzerinde tek belirleyici faktör olsaydı gezegenimiz ince bir kabukla kaplı
eriyik bir küre olurdu. Halbuki durum farklı değildir. Basınç derinlere doğru gittikçe artar. Bir miktar hacim
artışını da getiren ergime derinlerde yüksek sıcaklıklarda gerçekleşir. Çünkü buralarda basınç yüksektir.
Derinlikle birlikte basıncın artması yoğunlukta da bir artışı getirir. Bunların yanında sıcaklık ve basınç
dünyadaki malzemelerin mekanik davranışını veya dayanımlarını da büyük ölçüde etkiler. Özellikle bir mineral
15
ergime
noktasına
yaklaşıldıkça
kimyasal
bağlarını
kaybeder,
mekanik
dayanımım yitirir.
Bileşimsel
Katmanlar
Yer tarihinin erken
aşamasında başlayan
malzeme göçü, çok
daha küçük ölçekte
olmakla birlikte halen
sürmektedir.
Bu
kimyasal
farklılaşma
nedeniyle yer
içi
homojen
değildir.
Belirgin
şekilde
farklı kimyasal bileşime sahip 3 ana bölgeden oluşur.
Dünyanın ana bölümleri şunlardan oluşur;
(1) Kabuk (Crust): Kalınlığı 3 km'den (okyanus sırtlarında ) 7 km'ye (dağ kuşaklarında) kadar değişen dünyanın
kısmen ince dış derişidir.
(2) Manto (Mantle): Kabuk tabanından 2885 km derine kadar uzanan katı kayaç örtüşüdür.
(3) Çekirdek (Core): Dış ve iç çekirdek olarak bölünebilir. Dış çekirdek eriyik metalik katmandır. 2270 km
kalınlığındadır. İç çekirdek katı, demirce zengin 1216 km çapındaki kütledir.
Kabuk : Dünyanın en dıştaki kırılgan bölümü olan kabuk okyanusal ve kıtasal olmak üzere iki bölüme ayrılır.
Okyanusal kabuk tipik olarak 3-15 km kalınlıktadır ve bazalt adı verilen koyu renkli magmatik kayaçtan oluşur.
Buna karşın kıtasal kabuğun üst kesimi, ortalama olarak granodiyorit adı verilen granitik kayaçların bileşimine
sahip değişik türden kayaçlardan oluşurlar. Okyanusal kabuğun kayaçları (180 milyon yıldan daha genç) kıtasal
litosfer kayaçlarından genelde daha gençtir. Kıtasal kayaçlar ortalama 2. 7 gram/cm3 yoğunluğa sahiptirler ve bazıları
3. 8 milyar yıl yaşındadırlar.
Manto: Dünya hacminin %82'si, 2900 km kalınlığında kayalık bir örtü olan manto tarafından kaplanır.
16
Kabuktan mantoya geçiş bileşimsel bir farklılığı yansıtır. Manto, deprem dalgalarını iletirken bir katı gibi
davranmakla birlikte manto kayaçları inanılmaz düşük bir hızla akabilme yeteneğine sahiptirler. Manto da, alt
manto (mezosfer: manto-çekirdek sınırından 660 km derine kadar) ve üst manto (660 km-kabuğun alt sınırına
kadarki kesim) olarak bölümlenir.
Çekirdek: Çekirdek büyük oranda demir ve daha az olarak nikel ve diğer elementlerden oluşur. Çekirdekte
bulunan büyük basınç nedeniyle demirce-zengin bu malzeme 11 g/cm3 yoğunluğa sahiptir. İç ve dış çekirdek
bileşimsel olarak oldukça benzerdir. Ayrımları mekanik dayanım farklılığına dayanılarak yapılmıştır. Dış
çekirdek akabilme özelliğine sahip bir sıvıdır. Dönen gezegenimizin çekirdeği içindeki sirkülasyon yer
manyetik alanını oluşturur. Daha yüksek sıcaklığına karşın iç çekirdek bir katı gibi davranır.
Mekanik Tabakalar
Bugün biliyoruz ki mantonun üst kesimi ve dünyanın en dış bölümü kısmen soğuk ve kırılgan niteliktedir. Bu
bölüm oldukça farklı kimyasal bileşime sahip malzemelerden oluşur. Ancak mekanik deformasyona bir tek
kütleymiş gibi yanıt verirler. Dünyanın bu en dıştaki kırılgan kabuğuna litosfer (kaya küre) ismi verilegelmiştir.
Ortalama 100 km kalınlığı olmakla birlikte litosfer yaşlı kıtaların (kalkanların) altında 250 km ve hatta daha
kalın, okyanus sırtlarında yalnızca birkaç km, yaşlı okyanuslarda 100 km kadar olabilmektedir.
Litosferin altında, yumuşak kısmen zayıf bir katman olan astenosfer (zayıf küre) bulunur. Astenosferin üstten 150 km
kadarlık bir bölümü içinde az miktarda erimenin gerçekleşebileceği bir sıcaklık /basınç rejimine sahiptir. Bu çok zayıf
zon içerisinde, litosfer daha alttaki astenosferden ayrılmıştır. Sonuçta litosfer astenosfer üzerinde bağımsız olarak
hareket edebilmektedir.
Şurası önemlidir ki, yerküredeki değişik malzemelerin dayanımları onların bileşimleri yanında üzerlerine
etkiyen basınç ve sıcaklığa da bağlıdır. Dolayısıyla derinlere doğru gidildikçe kayaçların mekanik dayanımı azalır,
daha kolay deforme olurlar. Üst astenosfer derinliklerinde artık kayaçlar ergime noktalarına yaklaştıklarından
dayanımları epey azalmıştır. Bu zonun daha altlarında basınç artan sıcaklığın etkisini hafifletir ve kayaçların
dayanımını arttırır.
Levha Tektoniği
1968 yılıyla birlikte kıta kayması ve deniz tabanı yayılması kavramları Levha Tektoniği olarak bilinen daha kapsamlı
bir teori halinde birleştirildi. Levha tektoniği Yer litosferinin yitim ve deniz tabanı yayılması mekanizmasıyla
gözlenen hareketini açıklayan, ki bu hareketler sonucu kıtalar ve okyanus havzaları oluşuyor, değişik düşüncelerin
bir birleşimidir. Levha tektoniğinin ima ettiği şeyler o kadar sınırsızdır ki, sonuçta bu teori pek çok jeolojik sürecin
algılanmasına bir zemin oluşturdu.
Levha tektoniği modeline göre, mantonun en üst kısmında yeralan kabuk litosfer olarak bilinen, rijit ve dayanımlı bir
tabaka olarak davranmaktadır. Bu en üst kabuk mantodaki astenosfer adı verilen daha zayıf bir bölge üzerinde
17
yeralır. Dahası, litosfer "Levha" adı verilen çok sayıda parçaya bölünmüştür. Bunlar sürekli hareket halindedir ve
şekil ve boyut açısından değişime uğrarlar. Şekil 19. 17' de gözüktüğü gibi, başlıca 7 büyük levha tanınmıştır.
Bunlar Kuzey Amerika, Güney Amerika, Pasifik, Afrika, Avrasya, Avustralya ve Antartik levhalarıdır. Bu
şekilde, bazı büyük levhaların bir kıtanın tamamıyla birlikte geniş bir deniz tabanı da kapsadığına dikkat ediniz
(Örneğin Güney Amerika Levhası). Bu durum Wegener'in kıta kayması hipotezinden büyük bir sapmadır.
Wegener, kıtaların okyanus tabanı boyunca hareket ettiğini ileri sürmüştü, ancak okyanus tabanıyla birlikte
hareket ettiğini düşünmemişti. Belirtilen şekilde, ayrıca, hiçbir levhanın sınırının tamamen kıta kenarları
tarafından belirlenmediğine de dikkat ediniz.
Bu yedi büyük levhaya ek olarak bir de orta boy levhalar vardır: Karayip, Nazka, Filipin, Arap, Kokos ve İskoçya
levhaları. Bunlara ek olarak bir düzine kadar Şekilde gösterilmemiş küçük boyutlu levhanın varlığını belirtelim.
Bugün biliyoruz ki, litosferik levhalar oldukça yavaş (yılda birkaç santimetre mertebesindeki) hızlarla fakat sürekli
bir şekilde hareket etmektedirler. Bu hareket, yer içindeki eşit olmayan ısı dağılımı tarafından
sürdürülmektedir. Yerin litosferik levhalarının devasa öğütücü hareketi depremlere neden olur, volkanları oluşturur
ve çok miktarda kayacı dağlar şeklinde deforme eder.
Levha Sınırlan
18
Levhalar, çevresindeki başkalarına göre yekpare kütlesel bir hareket halindedirler. Levhaların iç kısımları
deforme olabilirse de, tek tek levhalar arasındaki asıl etkileşim (ve dolayısıyla deformasyonun çoğu) levhaların
sınırlarında oluşur. Aslında levha sınırlarının belirlenmesine ilişkin ilk girişimler deprem yerleri kullanılarak
yapıldı. Sonraki çalışmalar levhaların üç farklı sınırla bağlandığını, ve bu üç sınırın farklı hareketler sergilediğini
ortaya çıkardı. Bu sınırlar;
1- Uzaklaşan Sınırlar (Divergent boundaries): Buralarda levhalar birbirlerinden uzaklaşırlar; bu, yeni deniz tabanı
oluşturmak üzere magma malzemesinin yukarıya doğru yükselmesine yol açar
2- Yaklaşan Sınırlar (Convergent boundaries): Buralarda levhalar birbirlerine yaklaşırlar ve sonuçta okyanusal
litosferi mantoya dalarak tükenmesi gerçekleşir.
3- Transform Faylı Sınırlar: Buralarda, levhalar litosfer oluşum veya yitimi gerçekleşmeksizin, birisi diğerinin
yanından sürtünerek geçer.
Her bir levha bu sınırlardan birkaçı ile sınırlandırılmıştır. Örneğin Nazka levhası, batıda bir uzaklaşan sonra, doğuda
yakınlaşan sınıra ve uzaklaşan sınırları atıma uğratan birçok transform fayla sınırlanmıştır. Her ne kadar
dünyanın toplam yüzey alanı değişmiyorsa da, yakınlaşan ve uzaklaşan levhaların dağılımına göre alan açısından
büyüyüp küçülebilirler. Örneğin Atlantik ve Afrika levhaları neredeyse tamamen uzaklaşan sınırlar tarafından
çevrelenmiştir ve bu yüzden alan açısından giderek büyümektedirler. Bunun tersine Pasifik levhası kuzey ve batı
kenarları boyunca mantoya dalarak tüketilmektedir, ve bu yüzden alanı azalmaktadır.
Bunların ötesinde, bu rijit bloklara etkiyen kuvvetlere bir yanıt olarak yeni bazı levha sınırları da oluşabilir.
Örneğin kısmen yeni bir levha sınırı Doğu Afrika rift vadisi olarak bilinen bölgede halen gelişimini
sürdürmektedir. Eğer burada yayılma devam ederse Afrika levhası bir okyanusla bölünmüş iki levhaya ayrılacaktır.
19
KAY AÇ ÇEVRİMİ
Dünya bir sistemdir, bu, onun birbiriyle etkileşen parçalardan ibaret bir bütün olduğu anlamına gelir. Dünyanın bir sistem
olduğunu en iyi örnekleyen kayaç çevrimidir. Kayaç çevrimi dünyanın farklı bölümlerinin karşılıklı ilişkilerini
görmemizi sağlar. Magmatik, sedimanter ve metamorfık kayaçların kökenim ve birbirleriyle ilişkilerini anlamamıza yardım
eder.
Temel Çevrim: Şekil 1. 19'un en üstü ile başlayalım. Magma, Dünya içinde oluşan eriyik malzemedir.
En
nihayetinde
magma soğur
ve
katılaşır.
Kristallerime
denen
bu
süreç
yerin
altında
derinlerde
oluşabileceği
gibi
bir
volkanik
patlamadan
sonra yüzeyde
de
oluşabilir.
Her
iki
durumda
da
oluşan
kayaçlara
magmatik
kayaçlar (bazen
akkor kayaçlar
da
deniyor)
denir.
Magmatik
kayaçlar
yüzeylendikleri
nde (üstlerindekilerin aşındırılmasıyla yüzeye çıktıklarında) bozunmaya uğrarlar, günden güne atmosferik ekiler
onları yavaş yavaş ayrıştırır. Oluşan malzeme yamaç aşağı çekim etkisiyle sürüklenir, daha başka değişik alanlarla
20
-akarsu buzul, rüzgar, dalga gibi -değişik mesafelere taşınırlar. Sediman denen katı veya çözünmüş maddeler
en nihayetinde bir yerlerde çökelir. Bu çökelme ortamı çoğunlukla okyanuslar olmakla birlikte akarsu yatakları,
çöller, bataklıklar da çökelme alanlarıdır.
Çökelen bu sedimanlar "taşa dönüşme anlamına gelen" taşlaşmaya (ing. Lithification) uğrarlar. Sedimanlar
taşlaşarak sedimanter kayaçlara dönüşürler. Taşlaşma süreci üstteki sedimanların ağırlığıyla gözeneklerin
azalması/tıkızlaşma ve gözeneklerin kimyasal çökellerle doldurulması süreçlerini içerir.
Böylece oluşan sedimanter kayaç üstüne yeni sedimanların gelmesiyle yerin derinlerine doğru gömülerek dağ
oluşum süreçlerine katılırsa veya sonradan sokulan bir magma tarafından ısıtılırsa yüksek basınç veya sıcaklığa
maruz kalmış olur. Bu koşullarda sedimanlar kayaç değişen ortam koşullarına ayak uyduracak ve üçüncü bir
kayaç tipine, metamorfık kayaca dönüşecektir. Metamorfık kayaç çok daha yüksek basınç ve sıcaklığa maruz
kaldığında eriyecek ve magmayı oluşturacaktır.
Yeriçinin ısısı
magmatik
ve
metamorfik
kayaçların
oluşumlarında
n sorumludur.
Güneş enerjisi
ve
yerçekimi
tarafından
yönlendirilen
yüzey süreçleri
(bozunma
ve
aşıma)
sedimanları
oluşturur,
bunlar
ise
taşlaşarak
sedimanter
kayaçlara dönüşürler.
Kayaç Çevrimi ve Levha Tektoniği
James Hutton, ilk kez kayaç çevrimi kuramını ileri sürdüğünde bir kayacın diğerine nasıl dönüştüğü ile ilgili pek az şey
21
biliyordu. Ancak Levha Tektoniği kuramının doğmasıyla kayaç çevriminin tam bir resmini ortaya çıkarmak
mümkün oldu.
Sekil 20, levha tektoniği vasıtasıyla kayaç çevrimini göstermektedir. Bu modele göre kara kütlerinden
aşındırılan malzeme kıta kenarlarına taşınır ve oralarda kalınlığı binlerce metre olan sedimanter tabakalar
olarak çökeltilirler ve taşlaşırlar. Bir kıta kenarının sakinliği buranın bir yakınlaşan levha sınırına dönüşmesiyle
aniden değişir. Böyle yerlerde okyanusal levha astenosferin içine doğru dalmaya başlar ve zamanla kıta kenarındaki
sedimanları dalmanın fiziksel zorlamasıyla deforme edip metamorfizmaya uğratır.
Okyanusal litosfer daldıkça üzerindeki bir miktar sedimanter kayaç ta mantoya doğru sürüklenir, orada
metamorfizmaya uğrar ve sonra da ergir. Buradan oluşan magma litosfer içinde yükselerek magmatik kayaçları
oluşturur. Bunlardan bazıları derinlerde bazıları da yüzeye çıkarak katılaşır. Magmatik kayaçlar yüzeyle temas
haline geldiğinde derhal bozunma süreçlerinin taarruzuna uğrarlar. Böylece yeni bir kayaç çevrimi başlamış olur.
22
BÖLÜM-2
MADDE VE MİNERALLER
23
Yeryüzü ve okyanus tabanları pek çok çeşit yararlı ve önemli minarellerin kaynağıdır. Aslında her mamul ürün
minarellerden elde edilen bazı maddeleri içerir. Çoğu insan, pek çok baz metalin değişik kullanım alanları olduğunu
bilir; alüminyum içecek kutularında, bakır elektrik tellerinde, altın ve gümüş mücevheratta kullanılır. Ancak
bazı kişiler kurşun kalem uçlarının yağlı hissi veren grafiti içerdiğini, bebek pudrasının talk adlı bir metamorfık
mineralden yapıldığını bilmez. Yine pek çoğumuz üzerine elmas aşındırıcılar yerleştirilmiş matkapların diş
doktorları tarafından kullanıldığını veya yaygın bir mineral olan kuvarsın kompüter çiplerindeki silikonun kaynağı
olduğunu bilmez. Modern toplumun mineral gereksinimi artıkça, yararlı minerallere olan ek talebi karşılamak
ihtiyacı artmakta ve bu iş daha da güçleşmektedir. Kayaç ve minerallerin ekonomik kullanımına ek olarak,
jeologların incelediği bütün süreçler bu temel yer malzemelerinin temel özelliklerine bağlıdır. Volkanik
patlamalar, dağ oluşumu, bozulma ve aşınma, ve hatta depremler kayaç ve minerallerle ilgilidir. Sonuç olarak
jeolojik olguların anlaşılması için yerin malzemeleri ile ilgili temel bir bilgi mutlaka gereklidir.
Mineraller : Kayaçların Yapıtaşları
Dünya' daki malzemelerle ilgili
tartışmamıza
bir
mineraloji
(minerallerin incelenmesi) özeti ile
başlayalım;
çünkü
mineraller
kayaçların yapı taşlarıdır. Jeologlar,
minerali doğal alarak oluşan, düzenli
iç yapıya ve belli kimyasal bileşime
sahip
bir
inorganik
katı
olarak
tanımlarlar. Şu halde mineral olarak
tanımlanan her yer malzemesinin şu
özellikleri göstermesi beklenir.
1- Doğal olarak oluşmalıdır
2- İnorganik olmalıdır
3- Katı olmalıdır
4- Düzenli bir iç yapıya sahip olmalıdır, yani atomları belli bir desenle düzenlenmiş olmalıdır.
5- Belirlenen sınırlar içinde değişebilen kesin bir kimyasal bileşime sahip olmalıdır.
Buna göre kimyacıların elde ettiği yapay elmaslar ve daha pek çok yararlı madde mineral olarak düşünülemez.
Ek olarak, opal olarak bilinen süstaşları da mineraloid olarak sınıflanır, çünkü bunların düzenli bir yapısı bulunmaz.
Kayaçlar ise biraz daha gevşek bir şekilde tanımlanırlar. Bir kayaç basitçe, gezegenimizin bir parçası olarak oluşan
bir mineral kütlesi veya mineral benzeri katı kütledir. Az sayıda kayaç nerede ise tamamen bir tek mineral
türünden oluşur. Bunun yaygın bir örneği saf olmayan kalsit minerali kütlelerinden oluşmuş bir sedimanter
24
kayaç olan kireçtaşıdır. Ancak çoğu kayaç granit gibi birkaç tür mineral yığışımından oluşur. Burada yığışım
sözcüğü, tek tek özellikleri iyi korunan minerallerin birleşip kenetlenmesini anlatmaktadır. Bir granite çıplak
gözle baktığınızda onun tek tek mineral birleşimlerini görebilirsiniz. Az sayıda kayaç mineral olmayan
maddelerden oluşmuştur. Volkanik kayaçlardan olan obsidyen ve pümis (kristalin olmayan camsı maddelerden
oluşurlar) ve katı organik kalıntılardan oluşan kömür bu gruba girerler.
Minerallerin Bileşimi
Dünya'daki yaklaşık 4000 mineralin her biri kimyasal birleşimi ve iç yapısı ile tanımlanır. Başka deyişle, aynı
minerale ait her örnek aynı tarzda tekrarlanarak biraraya gelen bazı elementleri içerir. Önce kısaca minerallerin
yapıtaşı olan elementleri ele alacağız; ardından elementlerin mineral yapılarım oluşturmak üzere nasıl bir araya
geldiklerini inceleyeceğiz.
Şu an 112 element biliniyor. Bunlardan 92'si doğal olarak oluşuyor. Bazı mineraller, örneğin altın ve kükürt
yanlızca bir element türünden yapılır. Ancak çoğu mineral iki ya da daha çok elementin kimyasal olarak
kararlı bir yapı oluşturmak üzere bağlanmasından oluşurlar. Elementlerin molekül ve birleşik halinde nasıl
bağlandığım anlamak için, atomu incelemeliyiz. Bağlanmayı sağlayan işte bu oldukça küçük parçadır.
Atomik Yapı
Temel atomik yapıyı gösteren iki model şekil 2. 4'te veriliyor. Atom, çekirdek denen bir merkezi bölgeye sahiptir. Bu
25
bölge içinde proton (bunlar pozitif
elektrikle yüklüdür) ve aynı yoğunlukta
nötronlar (bunlar yüksüzdürler) bulunur.
Çekirdeği, elektron adı verilen hafif
partikül
çevreler.
Bunlar
negatif
yüklüdür ve çok hızlı hareket ederler.
Kolaylık
açısından
atomlar,
tıpkı
merkezde güneş ve onun çevresindeki
yörüngelerde gezegenler gibi, merkezde
çekirdek ve çevresindeki yörüngelerde
dolaşan elektronlar şeklinde gösterilir.
Ancak
elektronların
gezegenlerinkine
benzemez.
dönüşü
Yüksek
hızları yüzünden elektronlar çekirdek
çevresinde
enerji
seviyeleri
veya
kabukları adı verilen negatif yüklü
zonlar oluştururlar. Bu yüzden bir atomu,
şekil 2 - 4B' de olduğu gibi çekirdek
çevresinde hızla dönen bulut benzeri
elektronları içeren bir kütle olarak hayal
etmek daha doğrudur.
Atom çekirdeğinde bulunan protonların
sayısı atom numarasını ve atomun adını
beliler. Örneğin altı protonu olan bütün
atomlar karbon atomlarıdır , 8 protonu
olanlar da oksijen atomu. Atomlar eşit
miktarda proton ve elektron içerdiklerinden atom numarası, çekirdek çevresinde dolaşan atomların sayısını verir,
yani atomlar elektriksel olarak nötraldirler.
En hafif element olan hidrojen çekirdeğinde bir protonu ve onun çevresinde dönen bir elektronu içerir. Peryodik
cetvelde ardarda sıralanan her bir atomun bir fazla proton ve bir fazla elekronu, ve değişen sayıda nötronu bulunur.
Elektron konfigürasyonu çalışmaları her bir elektronun sistematik bir şekilde özel bir enerji seviyesine eklendiğini
gösteriyor. İlk temel seviye en çok iki elektron, sonrakiler 8 veya daha fazla elektron tutarlar. Daha sonra
göreceğimiz gibi genellikle en dış elektronlar (bunlara değerlik elektronları da denir) kimyasal bağlanmaya katılır.
Bağlanma
Elementler, daha karmaşık maddeleri oluşturmak üzere çok değişik şekillerde birbirine bağlanırlar. Atomları
26
birbirine bağlayan güçlü çekim kuvvetlerine kimyasal bağlar denir. Kimyasal bağlar iki ya da daha fazla elementi
birbirine bağladığında artık bir birleşik (ing. compound) oluşmuştur. Çoğu mineral bir kimyasal birleşiktir.
Elementler neden bir araya gelip birleşikleri oluşturur? Deneyler göstermektedir ki atomları bir arada tutan kuvvet
elektirikseldir. Aslında kimyasal
bağlanma,
bağlanan
atomun
elektron konfıgürasyonunda ki bir
değişiklikten
Bağlanma
kaynaklanır.
sürecine
katılan
değerlik elektronlarıdır. İlk enerji
seviyesinin dışında, her seviye
sekiz elektron içerdiğinde kararlı bir konfıgürasyon oluşturur. Yalnızca asal gazlar denen neon ve argon gibi bazı
gazlar, en dış yörüngelerinde tam (yani 8) elektron içerir. Bu yüzden asal gazlar (veya soy gazlar) kimyasal açıdan
en az reaktif maddelerdir (yani kolay kolay reaksiyona girmezler). Oktet veya 'sekizli takımlar' kuralı tam en dış
enerji seviyesi kavramını açıklamak için kullanılır. Bu kural, atomların asal gaz konfıgürasyonuna ulaşmak için
( yani daha kararlı hale gelmek için) bileşikler ve moleküller oluşturmak üzere biraraya geldiğini anlatır. Oktet
kuralına uymak üzere atomlar, elektron kaybeder, kazanır veya başka atomlarla elektronlarını paylaşırlar. Sonuçta
atomları birbirine bağlayan elektriksel bir yapıştırıcı ortaya çıkar.
İyonik Bağlar
En
kolay
hayal
edilebilecek bağ iyonik
bağdır. İyonik bağda bir
ya da daha fazla değerlik
elektronu bir atomdan
diğerine geçer. Basitçe
bir
atom
elektronunu
kararlılık
değerlik
verir,
ve
açısından
ihtiyacı olan diğer atom
da bunu en dış yörüngesine alır. Yaygın bir iyonik bağ örneği, Na ve Cl bağlayarak sodyum klorür (NaCl)
oluşumunu sağlar. Sodyum, son yörüngesindeki bir tek yalnız elektronunu, son yörüngesinde 7 elektron olan klora
verir. Böylece her ikisi de son yörüngelerinde 8 elektron taşıyacaklarından daha kararlı olurlar.
Bir kez elektron transferi gerçekleştikten sonra artık bu atom elektriksel olarak nötral değildir. Üstteki örneğimizde l
elektron kaybeden sodyum pozitif yüklü hale gelir, klor ise negatif yük kazanmış olur. Elektron proton sayısı denk
olmayan bu tür atomlara iyon denir. Fazladan bir elektron kazanarak negatif yükle yüklenen iyona anyon, pozitif yük
kazanan (elektron kaybeden) atoma da katyon adı verilir.
27
İyonların, benzer yüklüleri itip
farklı yüklüleri çektiğini biliyoruz.
Şu halde iyonik bağ zıt yüklü
iyonların birbirini çekmesi olarak ta
değerlendirilebilir. Şekil 2. 6 daki
NaCl molekülünün yapısına bu gözle
bakıldığında, her bir komşu Na ve Cl iyonunun birbirini çektiği ve böylece yapının dayanımını sağladığı sonucuna
varabiliriz.
Kimyasal bileşiklerin özellikleri kendilerini oluşturan elementlerinkinden son derece farklıdır. Örneğin klor, zehirli
olduğu için 1. Dünya savaşında kullanılan, yeşil renkli bir gazdır. Sodyum, yumuşak, suyla kolayca reaksiyona
giren gümüş renkli bir metaldir; elinize alırsanız ciddi ölçüde yanabilirsiniz. Ancak bu iki atom iyonik bağlarla
bağlanarak bir araya geldiğinde yemeklerde kullandığımız, insan için hayati önemdeki beyaz renkli bir mineral
oluşuyor.
Kovalent Bağlar
Bütün atomlar, elektron alıp vererek başkalarıyla bağlanmazlar. Bazı atomlar, elektronlarını paylaşırlar. Örneğin
Oksijen (O2), Hidrojen (H2)ve Klor (Cl2) gibi gaz elementler, birbirlerine elektron aktarmaksızın atomlarını birbirine
bağlarlar. Şekil 2. 7, bir çift klor elementinin klor gazı (C12) oluşturmak üzere elektronlarını nasıl paylaştığını
göstermektedir. En dış yörüngeleri üst üste çakıştırarak, bu klor atomları bir çift elektronu ortak kullanmış olur.
Böylece her bir Cl atomu, dış yörüngesindeki elektron sayısını 8'e çıkararak daha kararlı hale dönüşmüş olur.
Elektron paylaşımı ile oluşan bağa kovalent bağ denir.
Diğer Bağlar
Tahmin edeceğiniz gibi, çoğu bağ aslında hibrittir, yani üstteki iki ana bağ türünün belirli oranlarda etkisinden
oluşur. Hem iyonik hem de kovalent bağlar aynı bileşikte etkin olabilir. Çoğu silikat mineralinde bu geçerlidir.
Bu minerallerde silika ve oksijen birbirine kovalent bağlarla bağlıyken metalik iyonlar iyonik olarak aynı yapı
içinde yeralırlar.
Bir başka kimyasal bağ, değerlik elektronunun bir iyondan diğerine serbestçe gezindiği durumlarda gözlenir. Bu
durumda hareketli değerlik elektronu elektriksel yapıştırıcı işleri görür. Bu tür elektron paylaşımı bakır, altın,
aliminyum ve gümüşte gözlendiğinden buna metalik bağlanma da denir. Metalik bağlanma metallerin yüksek
elektriksel iletkenliğini, metallerin kolay biçimlendirilebilirliklerini açıklayabilmektedir.
MİNERALLERİN YAPISI
Bir mineral, düzenli bir atom dizisinin özel bir kristal yapısı oluşturmak üzere kimyasal olarak
bağlanmasından oluşur. Atomların bu düzenli istiflenmesi, kristal adım verdiğimiz düzenli şekilli nesnelerde
28
kendini gösterir.
Bir mineralin özgün kristal yapısını
belirleyen nedir? İyonların oluşturduğu
bileşiklerde
atomun
iç
düzenlenişi
kısmen iyonların yükleri ile belirlenmekle
birlikte ise de, asıl önemli olan iyonların
çapıdır. Duraylı (Stabil) iyonik bileşikler
oluşturmak üzere, her pozitif yüklü
iyon, çok sayıda uygun nitelikteki
negatif yüklü iyonla çevrelenir ve
böylece toplam elektriksel nötrallik
sağlanmış olur. Şekil 2. 8'de değişik
iyon
boyutları
için
bazı
ideal
düzenlenmeler gösterilmiştir.
Halit mineralinde Na ve Cl iyonlarının
geometrik düzenlenmesini ele alalım.
Şekil 2. 9A'da Na ve Cl' un kübik
şekilli bir iç yapı oluşturmak üzere
istiflendiğini görüyoruz. Burada atomik boyuttaki düzenlenişin çok daha büyük ölçekte halit kristallerinin kübik
şekline yansıdığına dikkat ediniz. Halit gibi özel bir mineralin bütün
elementleri, aynı düzen içerisinde bir araya gelmişlerdir.
Bir minerale ait her örnek aynı iç yapıya sahipse de, bazı elementler
birden fazla şekilde birbirlerine bağlanabilirler. Bu yüzden, aynı
kimyasal bileşime sahip bazı mineraller tamamen farklı özellikler
gösterebilirler. Bu tür mineral tiplerine "polimorfa sahip" denir.
Grafit ve elmas polimorfızmin güzel bir örneğidir; her ikisi de
yalnızca C (karbon)'dan oluşmakla birlikte çok farklı özelliklere
sahiptirler. Grafit, yumuşak, gri bir maddedir ve kalem uçları
yapımında kullanılır; halbuki elmas dünyanın en sert mineralidir. Bu
ikisi arasındaki özellik farkı, oluşum koşullarının farklılığından
kaynaklanır. Elmas yerin 200 km kadar derinlerinde yüksek basınç
koşullarında oluşur; Grafit ise aralıklı yayılmış, zayıf bağlarla bağlı C
atomu levhalarından oluşur; Bu karbon levhaları birbiri üzerinden
kolayca kaydığından grafit oldukça kaygandır.
29
Bilimciler
(bilim
adamları),
yüksek
basınç
altında
ısıtarak
grafiti
elmas
elde
edebileceklerini
öğrendiler.
Sentetik
(yapay)
elmaslar
genellikle
kalitesinde
süstaşı
olmasa da,
sertlikleri
nedeniyle
endüstriyel
kullanım
özelliğine sahiptirler. Bir
polimorfun
diğerine
dönüşümüne faz değişimi
denir. Doğada,
ortamdan
bir
ötekine
geçilirken bazı mineraller
faz
uğrarlar.
değişimine
Örneğin
kayaçlar dalan levhalarla
büyük derinliklere taşınırsa, bunlar içindeki olivin, spinel adı verilen daha kompleks bir şekle dönüşür. Özdeş
kimyasal bileşime (CaCO3)sahip, ancak kristal biçimleri farklı diğer iki mineral, kalsit ve aragonittir. Kalsit
başlıca biyokimyasal süreçlerle oluşur ve kireçtaşının ana bileşenidir. Aragonit ise daha çok sıcak sular tarafından
çökertilir, ayrıca deniz kabukları ve incilerin önemli bir bileşenidir. Aragonit zamanla daha duraylı olan kalsite
dönüştüğünden 50 Milyon yıldan daha yaşlı kayaçlarda aragonit genellikle bulunmaz.
Minerallerin Fiziksel Özellikleri
Mineraller inorganik süreçlerle oluşan katı maddelerdir. Her mineral düzenli atom dizilimlerine (kristal
yapısı) ve belirli bir kimyasal bileşime sahiptir. Bu, minerale bir dizi özgün özellik kazandırır. Bir mineralin iç
yapısı ve kimyasal bileşimi çok ayrıntılı testler ve bazı düzenekler olmaksızın anlaşılamayacağından, mineral
tayininde kolayca tanınabilir bazı fiziksel özellikler kullanılır.
Kristal Şekli
Çoğu kimsenin, kristali ender rastlanan bir ticari mal olarak düşünmesine karşın aslında çoğu inorganik katı
madde kristallerden ibarettir. Bu yanlış algılamanın nedeni çoğu kristalin belirgin kristal şekli göstermemesidir. Kristal
şekli, atomların düzenli iç dizilimini yansıtan minerallerin dış görünüş ifadesidir. Şekil 2. 11 A, demir içeren bir
mineral olan piritin kristal şeklini gösteriyor.
30
Genelde, bir mineralin oluşumu sırasında yer darlığı sorunu yoksa, bu mineral iyi şekilli kristal yüzeylerine
sahip tek tek kristaller şeklinde ortaya çıkar. Kuvars gibi bazı mineraller, tayinde kullanışlı olabilecek oldukça ayırtman
kristal şekline sahiptir. Ancak çoğu zaman kristal gelişimi yeterli boşluk olmaması yüzünden içice büyüme şeklinde
gözlenebilir veya hiçbir kristal şekli gözlenmeyebilir.
Parlaklık
Parlaklık, bir kristal yüzeyinden yansıyan ışığın niteliği veya görünüşüdür. Rengi ne olursa olsun metal
görünüşüne sahip olanlara "metalik parlaklığa sahiptir" denir. Metalik olmayan parlaklığa sahip olanlar camsı,
incimsi, ipeksi, reçinemsi veya donuk gibi sıfatlarla tanımlanır. Bazı mineraller kısmen metalik parlaklık gösterirler,
bunlara "yarı metalik parlaklıktadır" denir.
Renk
Renk bir mineralin açık bir özelliğiyse de, çoğunlukla güvenilmez bir tanımlama özelliğidir. Yaygın bir mineral
olan kuvarsta az miktarda bulunan impürite (yabancı maddeler) bu minerale pembe, mor (bu renk kuvarsa ametist
deniyor), beyaz ve hatta siyah renk verebiliyor. Eğer bir mineral bir çok renge sahipse buna egzotik renklenme
deniyor. Egzotik renklenme, kristalin yapı içindeki yabancı iyonlar gibi impürite kapanlarından kaynaklanır. Sarı
olan kükürt ve parlak yeşil olan malahit gibi diğer bazı minerallerin doğal renklenmeye sahip olduğu söylenir.
Çizgi İzi (İng. Streak)
Bu mineralin toz halindeki rengidir ve çizgi levhası diye isimlendirilen pürüzlü bir porselen üzerine mineralin
sürtülmesi ile elde edilir. Mineralin rengi bir örnekten diğerine değişmekle birlikte çizgi rengi değişmez, bu
31
yüzden güvenilirdir. Çizgi rengi, aynı zamanda metalik parlaklığa sahip mineralleri metalik olmayan parlaklığa sahip
minerallerden ayırmada bir araç olarak kullanabilir.
Sertlik (İng. Hardness)
En ayırtman özelliklerden biri sertliktir. Bu bir
mineralin
dayanımının
aşınmaya
bir
veya
çizilmeye
ölçüsüdür.
Bu
karşı
özellik,
bilinmeyen bir minerali sertliği bilinen bir
nesne veya mineral ile karşılaştırarak belirlenir.
Bunun için MOHS sertlik sıkalası kullanılır. 10
aralıklı bu skalada l en yumuşağı (talk), lO en
serti (elmas) gösterir. Bir minerali bu skalaya
oturtmak için ek araçlar vardır. Tırnağın sertliği
2, 5 bir bakır metal paranın ki 3, camınki 5, 5'tir. En sert minerallerden biri olan kuvars cam ve metali çizer.
Dilinim (İng. Cleavage)
Bir mineralin kristal yapısında bazı bağlar diğerlerinden daha zayıftır. Kayaç gerilime maruz kaldığında bu bağlar
boyunca kırılır. Dilinim ya da klivaj, zayıf bağ düzlemleri boyunca minerallerin kırılma eylemidir. Bütün minerallerin dilinim
düzlemleri bulunmaz, olanlar ise kırıldıklarında pürüzsüz yüzeyler oluştururlar.
En basit klivaj tipini mika gösterir
(Şekil 2. 12). Mikalar bir yönde
zayıf
bağlara
olduklarından
levhalar
sahip
ince,
yassı
oluşturacak
şekilde
ayrılırlar. Bazı minerallerin birkaç
klivaj
düzlemi
bulunurken
bunlardan bazıları iyi gelişmiş,
bazıları da kötü gelişmiş olabilir.
Bazı
minerallerin
hiç
klivaj
düzlemi bulunmaz. Klivaj ı kristal
şekli ile karıştırmamak gerekir.
Özgül
Ağırlık
(İng.
ağırlık
bir
Specific
gravity)
Özgül
mineralin
32
ağırlığının aynı hacimdeki suyun ağırlığına oranıdır. Örneğin bir mineralin ağırlığı, aynı hacimdeki suyun ağırlığının 3
katı ise, o mineralin özgül ağırlığı 3'tür denir. Az bir deneyimle mineralin özgül ağırlığını elle tartarak tahmin
edebilirsiniz. Örneyin bir mineral ortalama bir kayaç kadar çekiyor ise özgül ağırlığının 2, 5-3 olduğu sonucuna
varabilirsiniz. Bazı metalik mineraller ortalama kayaç oluşturan minerallerden 2 - 3 kat daha fazla ağırdır. Galen'in
özgül ağırlığı 7, 5; 24 ayar altınınki yaklaşık 20'dir.
MİNERAL GRUPLARI
Şimdiye
değin
4000
kadar
mineral
isimlendirilmiştir ve her yıl 40 ile 50 yeni
mineral
keşfedilmektedir.
Mineral
çalışmalarına yeni başlayan öğrenciler
şanslıdır çünkü bunlardan yalnız birkaç
düzinesi
doğada
yaygın
olarak
bulunmaktadır. Bu az sayıda mineral
birlikte yer kabuğunu oluşturmakta, bu
yüzden "kayaç oluşturan mineraller" adını almaktadırlar. Bu minerallerin yapısında sadece 8 elementin bulunması
ve bunların toplam kıtasal kabuğun (ağırlıkça) %98'ini oluşturması ilginçtir.
En yaygın bulunan iki element silisyum (ing. silicon) ve oksijendir. Bu ikisi birleşerek en yaygın mineral grubu
olan silikatların asıl çatısını oluşturur. Silikatlardan
sonra en yaygın olan grup karbonatlardır. Bu grubun
en bilinen örneği kalsittir. Diğer kayaç oluşturan
yaygın mineraller içinde jips ve halit sayılabilir.
Silikatlar
Her silikat minerali oksijen ve silisyum elementlerim
içerir. Dahası, kuvars gibi birkaç mineral dışında her
silikat minerali elektiriksel nötralliği sağlamak üzere
başka bazı ek elementleri kapsarlar. Bu ek elementler
silikat mineralinin ve özelliklerinin büyük çeşitlilik
göstermesine yol açarlar.
Silisyum-Oksijen Tetraedr'leri: Bütün silikatlar yapı
taşları olarak Si-O tetraedlerini içerirler. Bu yapı, küçük
çaplı bir silisyum iyonunu çevreleyen daha büyük çaplı
4 oksijen iyonundan oluşur. Bu tetraedrler -4 yüklü
kompleks (SiO4-4) iyonlardır. Doğada, bu tetraedrleri
33
birleştirerek nötralliği sağlamanın en kolay yolu, yapıya pozitif yüklü bazı iyonlar eklemektir. Bu yolla
katyonlarla bağlanmış, kimyasal olarak duyarlı bir yapı oluşur.
Diğer Silikat Yapıları: Tetraedrleri bağlamak için gerekli zıt yüklü katyonlara ek olarak tetraedrler, kendi
kendilerine değişik yollarla da bağlanabilirler. Örneğin tetraedrler, tekli zincir, çiftli zincir veya levha yapıları
oluşturacak şekilde bağlanabilirler. Tetraedrlerin birbirine bağlanması komşu tetraedrlerdeki oksijen atomlarının
paylaşılmasıyla gerçekleşir.
Bu paylaşımın nasıl olduğunu anlamak için Şekil 2. 18'de tekli zincir yapısı yakınında bir silisyum iyonu
seçelim. Bu iyon oksijen tarafından çevrelenmiştir. Bunlardan ikisi komşu silisyum iyonlarına bağlanmış, diğer
ikisi ise serbesttir, yani paylaşılmamıştır. İşte tetraedrleri bağlayan güç bu oksijenlerin paylaşımından ileri gelir.
Şimdi levha yapısı ortasında bir silisyuma bakalım (Şekil 2. 18C). Bunda, 4 oksijenden 3'ü diğerleriyle
paylaşılıyor. Paylaşım oranı tekli zincire göre artmış bulunuyor. Bunlardan başka silikat yapıları da
bulunuyor; bunların en yaygını bütün oksijen iyonlarının paylaşıldığı 3 boyutlu yapıdır. Buna göre silikat
minerallerini "düşük" ve "yüksek silisyum içerikli" şeklinde gruplayabiliriz. Magmatik kayaçların oluşumunu
incelerken bunun önemli olduğunu göreceğiz.
Silikat Yapılarının Bağlanması
Çoğu silikat yapısı (tekli, çiftli zincir ve levha yapısı da dahil olmak üzere) nötr olmayan kimyasal bileşiklerdir.
Tıpkı tetraedrler gibi nötralliklerinin sağlanması için, onları değişik karmaşık kristal şekillerinde bağlayacak
metal katyonlara ihtiyaç vardır. Silikat yapılarını birbirine bağlayan başlıca katyonlar demir (Fe), magnezyum
(Mg), potasyum (K), sodyum (Na), alüminyum (Al) ve kalsiyum (Ca)'dur. Şekil 2. 17'de her bir atomun özel bir atom
büyüklüğü ve yükü olduğunu görüyoruz. Genellikle aynı boyuttaki atomlar kolayca birbirinin yerini alabilirler.
34
Örneğin Fe ve Mg iyonları yaklaşık aynı boyuttadır ve mineral yapısı bozulmaksızın birbirlerinin yerini alabilirler
(buna ornatma da denir). Bu Na ve Ca için de geçerlidir. Bunlara ek olarak alüminyum (Al), silisyum-oksijen
tetraedrlerindeki silisyumun yerini alabilir.
Silikat yapılarının belli bir kristal bağlanma noktasında belli özelliklere sahip farklı katyonları kolayca kabul
edebilmesi yüzünden, bir mineral örneği farklı kesimlerinde belirli elementleri farklı miktarlarda içerebilir. Bu tür bir
minerali formülle ifade ederken değişken bileşenler parantez içinde gösterilir. Bunun iyi bir örneği olivin
mineralidir ((Mg, Fe)2 SiO4). Formülünden anlaşıldığı üzere bu mineral yapısındaki Mg ve Fe birbirinin yerini
alabilmektedir. Bu mineral, kristal yapısı değişmeksizin, tamamen Fe2SiO4 veya Mg2SiO4 bileşimine sahip
olabilmektedir. Ayrıca bu uç üyelerin arasında Fe ve Mg'un farklı oranlarda bulunurluğu mümkündür. Şu halde, başka
silikat minerallerinde olduğu gibi olivin, bileşimi iki uç üye arasında değişen bir ailedir.
Belirli ornatmalarda, yer değiştiren iyonlar aynı elektriksel yüke sahip değildir. Örneğin Ca+2, Na+ ile yer
değiştirdiğinde, yapı bir yük kazanır. Doğada bunun mümkün olmasının bir yolu, aynı anda Al"1"3 un Si+4 ile yer
değiştirmesidir. Bu özel çiftli ornatma plajyoklazda gözlenir. Bu, yer kabuğundaki çoğu kayacın çok yaygın bir
bileşenidir. Bu ailenin uç üyeleri anortit (CaAl2 Si2O4) ve albit (NaAlSi3O8)'dur.
YAYGIN SİLİKAT MİNERALLERİ
Tekrar söylenirse, silikatlar en yaygın mineral gurubudur; ve temel yapı taşları olarak silikat (SiO4-4) iyonlarından
oluşur. Ana silikat grupları ile bunların yaygın bulunan örnekleri şekil 2. 19'da verilmiştir. Feldispatlar en bol
silikat gurubudur, yerkabuğunun % 50 sini oluştururlar; bunu kuvars izler.
Bu şekilde, her mineral grubunun özel bir yapıya sahip olduğuna dikkat ediniz. Bu yapı ile klivaj arasında da bir
ilişki vardır. Silisyum-oksijen bağları güçlü olduklarından silikat mineralleri silisyum-oksijen bağ yapıları arasında
(bu bağları keserek değil bu bağ gruplarının arasından) ayrılmak eğilimindedir. Örneğin mikalar levha yapısına
sahiptir. Bu yüzden yassı levhalar şeklinde ayrılırlar. Eşit miktarda güçlü Si-O bağlarına sahip kuvars kılivaja
sahip değildir. Ancak konkaidal kırılma gösterir.
Çoğu silikat minerali eriyik kayaçlar soğurken oluşur. Soğuma yeryüzünde veya yakınında (düşük sıcaklık ve
basınçta) veya büyük derinliklerde (yüksek sıcaklık ve basınçta) oluşabilir. Kristallenmenin gerçekleştiği ortam
koşulları ve erimiş kayacın kimyasal birleşimi büyük ölçüde oluşacak minerali belirler. Örneğin olivin yüksek
sıcaklıklarda, kuvars ise düşük sıcaklıklarda kristalleşir. Buna ek olarak bazı silikat mineralleri yüzeyde, daha yaşlı
silikat minerallerinin bozunması ile oluşurlar. Başka bazı silikat mineralleri ise dağ oluşumu sırasındaki çok büyük
basınçlar altında oluşur. Şu halde her silikat minerali onun oluşum koşullarını gösteren belli bir yapıya ve
kimyasal bileşime sahiptir.
Şimdi en yaygın bazı silikat minerallerini ele alalım.
Ferromagnezyen (koyu renkli) silikatlar: Bunlar yapılarında Fe ve/veya Mg içerirler. Özgül ağırlıkları açık
renkli olanlardan daha büyüktür (3, 2-3, 6). bunların en yaygınları olivin, amfibol, piroksen, biyotit ve granattır.
35
Olivin: Yüksek sıcaklık silikat minerali ailesidir. Rengi siyahtan zeytin yeşiline değişir; camsı parlaktlıktadır
ve konkoidal kırılma gösterir. Kristalleri genelde küçüktür ve kayaca taneli bir görüntü verir. Tek tek tetraedrlerin
Mg ve Fe iyonları ile bağlanmasından oluşur. Sonuçta homojen 3 boyutlu bir yapı ortaya çıkacağından dilinim
gözükmez.
Piroksen: Mantonun önemli birleşenlerinden biri olduğu sanılan karmaşık bir mineral grubudur. En yaygın üyesi
ojit, siyah apak bir mineraldir. Birbirine dik iki yönde klivaj gösterir. Kristal yapısı tekli tetraedr zincirinden
ibarettir. Bu tekli zincirler birbirlerine Fe ve Mg'la bağlanmıştır. İşte bu son elementlerin bağlantı yerleri klivaj
düzlemlerine karşılık gelir. Ojit, bazaltların yaygın bir bileşenidir. Okyanus kabuğunda bolca bulunur.
Hornblend: Amfibol denen kimyasal olarak karmaşık bir gurubun en yaygın üyesidir. Rengi koyu yeşil-siyahtır.
60 ve 120°'lik iki klivaj açısı dışında ojite çok benzer. Hornblend yapısındaki çift zincir, onun özgün klivajını
oluşturur. Kayaçlarda hornblend uzun kristaller olarak bulunur, bu şekli onu çoğunlukla bloksu şekle sahip
36
piroksenlerden ayırır.
Biyotit: Mika ailesinin koyu renkli demirce zengin üyesidir: Diğer mikalar gibi levha yapısına sahiptir. Biyotit, siyah
parlak bir görünüşe sahiptir, bu onu diğer ferromagnezyen minerallerden ayırmaya yardım eder. Hornblend gibi
biyotit te granit gibi kıtasal kayaçların bir bileşenidir.
Granat: Olivine benzer,
onun gibi metalik iyonlar
tarafından
bağlanan
tetraedrlerden oluşur; yine
olivin
gibi
camsı
parlaklıktadır,
klivajı
yoktur.
renkler
Değişik
gösterirse
de
en
çok
kahverengi koyu kırmızı
renkte
bulunur.
Çoğunlukla
kayaçlarda
taneler
metamorfık
eş
boyutlu
olarak
bulunur.
Şeffaf olduklarında sustası
olarak kullanılabilir.
Ferromagnezyen
olmayan (açık renkli) silikatlar: İsminden de anlaşıldığı gibi bunlar açık renklidirler ve özgül ağırlıkları 2, 7
civarındadır. Ferromagnezyen minerallerle aradaki bu fark yapıda Fe ve Mg'un eksikliğinden kaynaklanır. Açık
renkli silikatler değişen miktarlarda K, Ca, Al, Na içerirler.
Muskovit, mika ailesinin yaygın bir elemanıdır. Açık renklidir, inci parlaklığına sahiptir. Diğer mikalar gibi tek yönde
çok iyi dilinim gösterir. Bu yüzden orta çağlarda pencere camı olarak kullanılmıştır.
Feldispat, çok değişik sıcak ve basınç koşullarında oluşabilen yaygın bir mineral grubudur. Bütün feldispatlar
benzer özelliklere sahiptirler. Yaklaşık 90 derece ile birbirine kavuşan iki klivaj düzlemi bulunur; Orta sertliktedir
(moho sıkalasına göre 6). Feldispat minerallerinin yapısı 3 boyutlu çatıdan ibarettir; öylesine ki oksijen atomları
komşu silisyum atomları tarafından paylaşılır. Ayrıca, 1/4-1/2
oranında silisyum atomu Al atomları tarafından ornatılır. Alüminyum ile silisyum arasındaki yük farkı kristal yapısına
şu iyonlardan bazılarının sokulması ile halledilir ; potasyum (+1), sodyum (+1), kalsiyum (+2). Potasyumun
(sodyum ve kalsiyuma göre) daha iri boyutu nedeni ile iki farklı feldispat yapısı ortaya çıkar. Ortoklas feldispatlar
(kısaca ortoklaslar) yapısında potasyum içeren feldispatlardır. Diğer grup sodyum ve kalsiyum içerir (ki bu ikisi
birbirini ornatabilir) ve plajyoklaz adını alır.
37
Kuvars, tamamen silisyum ve oksijenden ibaret bol bulunan bir silikat mineralidir. Kimyasal formülü SiO2 olan
kuvarsa silika da denir.
Kil, mika gibi levhamsı yapılı, oldukça karmaşık mineralleri tanımlayan bir ailenin adıdır. Kil mineralleri
çoğunlukla çok ince tane boylu olduklarından ancak çok özel mikroskoplarda incelenebilirler. Çoğu kil mineralleri
diğer silikat minerallerinin yüzeysel koşullarda bozunmasından oluşurlar. En yaygın kil minerallerinden biri kaolindi.
Bu, kaliteli kağıt imalinde kullanılır. Bazı killer çok miktarda su tutarak şişme özelliğine sahiptirler (örneğin
montmorillonit). Bu özelliği yüzünden bu killer sondajcılıkta sondaj çamuru olarak kullanılırlar.
Önemli silikat olmayan mineraller: Bu gurup silikat minerallerine göre çok daha az bulunur, ancak ekonomik
açıdan daha önemlidirler. Tablo2. 4'e bunların bir listesi veriliyor.
Karbonat mineralleri silikatlara göre daha az karmaşıktır. Bu mineral grubunda karbonat iyonu (C02-2) ve bir ya da
daha fazla pozitif iyon vardır. En yaygın karbonat mineralleri kalsit ve dolomittir. Özellikleri benzer olduğundan
ikisini birbirinden ayırmak zordur. İkisi de camsı parlaklıkta, sertlikleri 3-4 civarında ve çok iyi gelişmiş rombik
klivaj gösterirler. Derişik hidroklorik asitte kalsit köpürürken dolomit çok daha az köpürür. Kalsitten oluşan
kayaca kireçtaşı denir. Halit ve jips te yaygın bulunan minerallerdendir. Bunlar eski göl veya denizlerin kurumasından
oluşur. Halit sofra tuzunun (NaCI) mineral adıdır. Jips, 2 mol su içeren kalsiyum sülfatler (CaSO4. 2H2O) ve alçı
yapımında kullanılır. Bunların dışında ekonomik değere sahip pek çok mineral türü de bulunur.
38
BÖLÜM-3
MAGMATİK KAYAÇLAR
39
Magmatik kayaçlar yerkabuğunun asıl kütlesini oluştururlar. Aslında sıvı dış çekirdeği bir yana bırakırsak
gezegenimizi ince bir sedimanter kayaç örtüsü ile kaplanmış devasa bir magmatik kayaç olarak düşünebiliriz.
Sonuç olarak gezegenimizin yapısını, bileşimini, içinde olup bitenleri anlamamız için temel bir magmatik kayaç
bilgisine sahip olmamız gerekir.
Kayaç çevrimi ile ilgili bölümde magmatik (ingilizce; igneous, ignis=ateş) kayaçların, erimiş kayaçların
soğuması ile oluştuğuna işaret edilmişti. Pek çok kanıt magmatik kayaçların ana malzemesini oluşturan
magmanın 'kısmi ergime' denen bir süreçle oluştuğunu gösteriyor. Kısmi ergime yer kabuğu ve üst mantodaki
farklı derinliklerde (yer yer 200 km) gerçekleşir.
Bir kez oluştuktan sonra, magma kütlesi yüzeye doğru yükselir, çünkü yoğunluğu çevre kayaçlarınkinden daha
azdır. Erimiş kayaçların yüzeye çıktığı noktalarda görkemli volkanik patlamalar oluşur. Yüzeye ulaşan magmaya lav
denir. Bölüm kapağı sayfasında görülen lav çeşmeleri (İng. lava fountain), gazlar kaçarken erimiş kayaçları magma
odasından fırlattıklarında oluşur. Bazen bacanın tıkanması ve bunu izleyen artan gaz basıncı afet gibi patlamalara yol
açar. Ancak her patlama şiddetli değildir, bazıları sakince lav akıtırlar.
Erimiş kayaçların yüzeyde soğumasıyla oluşan magmatik kayaçlara ekstrüzif veya volkanik kayaçlar denir.
Ekstrüzif kayaçlar kuzey ve güney Amerika'nın batı kesiminde ve diğer pek çok kıtada yaygındır. Anadolu'da
da bu tür kayaçlar çok yaygın olarak bulunur.
Yüzeye ulaşmadan hareketliliğini yitiren magma derinlerde kristelleşir. Derinlerde oluşan magmatik kayaçlara
intrüzif veya plütonik (Plüto; yunan mitolojisinde yer altı tanrısı) kayaçlar denir. İntrüzif kayaçlar, kabuğun derin
kısımları yükselip üzerindeki kayaçlar aşınmazlarsa hiçbir zaman gözlenmezler.
Magmanın Kristallenmesi
Magma, içinde bazı asılı halde duran kristalleri ve çevre kayaçların basıncı gibi nedenlerle tutulan su buharı gibi
bazı gazları içeren erimiş kayaçtır. Magmanın çoğu yeryüzünde bulunan 8 elementin iyonlarından oluşur.
Aynı zamanda silikat
mineralinin
bileşeni
ana
olan
bu
elementler;
Silisyum,
Oksijen,
Potasyum,
Kalsiyum,
Alüminyum,
Demir,
Sodyum,
Magnezyumdur.
Magma soğudukça bu
iyonların
hareketleri
rastgele
azalır,
düzenli kristal yapıları haline gelmeye başlarlar. Kristalleşme (veya kristalizasyon) denen bu süreçte mineral
taneleri oluşur. Böylece mineraller eriyikten itibaren çökelmeye başlarlar.
40
Magmanın nasıl kristalleştiğini incelemeden önce bir kristalin nasıl eridiğine bir göz atalım. Herhangi bir katı
kristalde iyonlar oldukça sıkı istiflenmiş düzenli bir desen şekli sunarlar. Bu haldeyken bile iyonlar büsbütün
hareketsiz değildirler; belirli sınırlar içinde titreşim gösterirler; sıcaklık yükseldikçe, iyonlar daha çok ve hızlı
titreşirler ve en sonunda komşularına çarpmaya başlarlar. İyonların bu titreşimi onları birbirine bağlayan
kimyasal bağlardan daha güçlü hale gelirse katı kristal erimeye başlar.
Kristalleşme sürecinde, yani magmanın soğumasında, erime olaylarının tersi cereyan eder. Sıvının sıcaklığı
düşünce iyonlar birbirine daha yakın duruma gelir ve hareket özgürlüklerini yitirirler. Yeterince
soğuduklarında kimyasal bağlar uygun atomları tutar ve bir kristal düzeni oluşur. Aslında magmanın kristallenmesi
yukarıda özetlendiğinden daha karmaşıktır. Bir tek bileşik, örneğin su, belli bir sıcaklıkta kristalleşirken çeşitli
kimyası nedeniyle bir magmanın katılaşması çoğunlukla 200 derece gibi geniş bir sıcaklık aralığında
gerçekleşir. Üstelik magma henüz kristalleşmesi tamamlanmadan yeni bir yere göç edebilir, ya da bir magma
içine bileşimi farklı bir magma eklenebilir. Bütün bu olaylar kristalleşme sürecini daha da karmaşıklaştırır.
Magma soğuduğunda ilk önce silisyum ve oksijen atomları bir araya gelerek, silikat mineralinin temel yapısı olan
silisyum-oksijen tetrahedrlerini oluşturur. Magma sıcaklığını çevresine vererek sıcaklığını kaybettikçe tetrahedrler
de birbirleriyle ve başka iyonlarla birleşerek embriyonik kristal çekirdeklerini oluştururlar. Her çekirdek, iyonlar
hareketliliklerini yitirdikçe ve kristal yapısına bağlandıkça büyür. Magmadan itibaren ilk kristalleşen mineraller
gelişmeleri için yeterince yer olduğundan, sonra kristalleşenlere göre daha iyi kristal yüzlerine sahip olurlar. En
sonunda bütün magma birbiri içine geçmiş katı silikat kütlesine dönüşür. Bu ürüne magmatik kayaç denir (Şekil 3.
2).
Hiç biri ki magma birbiriyle özdeş kimyasal bileşime sahip olamayacağından ve kristalleştikleri ortamlar da
çoğunlukla farklı olacağından pekçok çeşit magmatik kayaç vardır. Bu çeşitliliğe karşın magmatik kayaçları
mineralojik bileşim ve oluşum koşulları temelinde sınıflandırmak mümkündür. Kristalleşmenin gerçekleştiği
koşullar kabaca, mineral boyu ve mineral tanelerinin düzenlenmesinden (buna doku, ing. texture denir) anlaşılır.
Magmatik Dokular
Magmatik kayaçlar söz konusu olduğunda doku, kayaç oluşturan kristallerin boyut, şekil ve düzenlenme
şekilleriyle belirlenen genel görünüşü anlamına gelir (Şekil 3. 3). Doku önemli bir özelliktir çünkü bu,
kayacın oluştuğu ortam hakkında pek çok bilgi verir. Bu olgu jeologa arazide çalışırken yeterince gelişmiş araç
gereci yoksa kayacın kökeni hakkında fikir edinmesini sağlar.
Kristal boyutunu etkileyen faktörler
Magmatik kayaçların dokusunu üç faktör biçimlendirir:
• Magmanın soğuma hızı
• Magmadaki silika miktarı
• Magmadaki çözünmüş gaz miktarı
41
Bir magma kütlesi
soğudukça iyonlarının
hareketliliği
Derinlerdeki
azalır.
çok
büyük bir magma
kütlesinin soğuması
onbinlerce
yüzbinlerce
alabilir.
hatta
yıl
Soğumanın
başlangıcın da küçük
kristal
çekirdekleri
oluşur. Yavaş soğuma
iyonların
uzun
mesafelere
göç
etmesine ve oralarda
var
olan
kristal
yapılarına
bağlanmasına olanak
sağlar. Sonuç olarak
yavaş soğuma , az
fakat iri kristallerin oluşumunu sağlar. Öte yandan soğuma çok hızlı olursa (ince bir lav akışında olduğu gibi)
iyonlar hareketliliklerini çabuk kaybederler ve birbirleriyle çabuk birleşirler. Bu her biri varolan iyonları kapmak
için uğraşan pek çok embriyonik çekirdeğin gelişmesine yol açar. Sonuçta, katı, içice geçmiş pek çok kristalden
oluşan bir yapı ortaya çıkar.
Eriyik malzeme çabucak soğumuşsa, iyonların bir kristal ağına dahil olması için yeterince zaman kalmayabilir.
Düzensiz iyonlardan oluşan kayaca cam (İng. glass) adı verilir.
Magmatik doku tipleri
Gördüğümüz gibi soğumanın kayaç dokusu üzerindeki etkisi oldukça doğrudandır; yavaş soğuma iri kristalleri, hızlı
soğuma ince/küçük kristalleri oluşturur.
Afanitik (ince taneli) doku: Yüzeyde veya kabuğun üst kesimlerinde küçük kütleler halinde oluşan magmatik
kayaçlar çok hızlı soğuduklarında ince taneli dokuya sahip olurlar. Tanım olarak afanitik bir kayacı oluşturan
kristalleri çıplak gözle ayırt edemeyiz. Bu yüzden bu kayaçları, açık renkli, orta açıklıkta ve koyu renkli olarak
gruplarız. Afanitik kayaçlarda magma soğurken kaçan gazların boşluklarına genelde rastlanır. Bu küremsi yada
uzunlamasına boşluklar vesikül olarak isimlendirilir ve lav akışının üst yüzeyinde bolca bulunurlar.
42
Faneritik (iri taneli) doku: Çok büyük hacimdeki magma yerin oldukça derinlerinde soğursa iri taneli doku gösteren
magmatik kayaçlar oluşur. Bu iri taneli kayaçlar birbirine kenetlenmiş iri kristallerden oluşur. Bu kristaller az çok
aynı boydadır ve çıplak gözle seçilebilir. Faneritik dokulu magmatik kayaçlar çoğunlukla yerin derinliklerinde
oluştuklarından bunların yüzeye çıkmaları üzerlerindeki kayaların aşınmasıyla mümkündür.
Porfiritik Doku: Genelde magmanın derinlerde veya sığ derinliklerde soğuması zaman aldığından ve her mineral
farklı sıcaklıklarda kristalleştiğinden, bazı kayaçlarda bazı mineraller oldukça iyi gelişirken diğerleri henüz
gelişimlerinin ilk evrelerinde
küçük kalabilirler, sonuçta
ince kristallerin iri kristalleri
sarmaladığı bir doku oluşur.
Böyle
bir
kayaçta
iri
kristallere fenokristal, ince
taneli kristal yığınına da
matriks denir. Bu tür dokuya
sahip kayaçlara porfri denir.
Camsı
Texture):
Doku
(Glassy
Bazı
volkanik
patlamalarda eriyik kayaçlar
atmosfere fırlatılırlar ve orada hızlıca soğurlar. Bu tür hızlı soğumalar camsı dokuya sahip kayaçları oluşturur. Daha
önce de belirttiğimiz gibi camda (tabii kayaç anlamındaki cam) iyonlar düzensiz bir şekilde donup kalmışlardır.
Oksidyen, doğal (volkanik) camın yaygın bir örneğidir. Bu ticari cama benzer, tıpkı onun gibi kırılır. Doğada volkanik
patlamalarla bazen birkaç metre kalınlığında camlar oluşabilir (şekil 3. 5). Hızlı soğumadan ayrı olarak çok
yüksek silisyum içeriğine sahip
magmalar
da
cam
oluşumunu
sağlayabilirler.
Piroklastik Doku: Bazı magmatik
kayaçlar volkanik patlamayla havaya
fırlatılan kayaç parçalarının birikip
tıkızlaşmasıyla
oluşur.
Fırlatılan
parçaların boyutu çok ince, kül
boyutundan çok iri (3-4 m. çaplı)
köşeli bloklara kadar değişebilir. Bu
yolla oluşan, taneli görünüme sahip
kayaçlar 'piroklastik dokuya sahiptir'
denir.
Pegmatitik
Doku:
Çok
özel
43
koşullar altında çok çok iri kristalli magmatik kayaçlar oluşur, bunlara pegmatit denir. Bu kayaçlarda bütün
kristaller birkaç cm'den daha büyük çapa sahiptir. Çoğu pegmatitik dokulu kayaç ana magma kütlesinin
kenarlarındaki damarlarda oluşur. Bu damarlar, ana kütleden kaçan uçucu maddelerce zengin olduklarından ve bu
uçucu maddeler de zengin iyon içerdiklerinden buralarda oluşan kristaller oldukça iridirler.
Magmatik Bileşim
Magmatik kayaçlar büyük ölçüde silikat minerallerinden oluşurlar. Üstelik bir magmatik kayacı oluşturan
minerallerin türleri, en nihayetinde bu kayacın oluştuğu magmanın kimyasal bileşimi tarafından belirlenir.
Anımsayalım, magma, aynı zamanda silikat minerallerinin ana bileşenleri olan 8 elementten oluşuyordu. Silisyum ve
oksijen kayaçta en bol bulunanlardı. Bunlarla birlikte Al, Ca, Na, K, Mg, Fe magmanın neredeyse %98 'ini oluşturur.
Magma bunların dışında Ti, Mn, Au, Ağ ve U gibi çok az bulunan elementleri de içerir.
Magma soğudukça bu elementler iki ana silikat grubu mineralleri oluşturmak üzere biraraya gelirler. Koyu renkli
silikatlar (ferromagnezyan silikatlar) Fe ve Mg'ca zengin , Si ve O'ce fakirdirler. Olivin, piroksen, amfibol ve biyotit
ferromagnezyan silikatların iyi bilinen örneklerindendir. Tersine, açık renkli silikatlar daha fazla K, Na, Ca
içerirler. Bunlar Si ve O açısından ilk gruptan daha zengindirler. Açık renkli silikatlar kuvars, muskovit ve feldsparları
bolca içerirler.
Magmatik kayaçları bileşimlerine göre iki ana gruba ayırabiliriz. Granitik kayaçlar daha çok açık renkli
minerallerden oluşurlar, %70 civarında SiO2 (silika) içerirler. Kıtasal kabuğun çoğunu granitik kayaçlar oluşturur.
Bazaltik kayaçlar bolca ferromagnezyen minerallerden oluşurlar, %50'den az silika içerirler. Okyanusun tabanları
bazaltik bileşimli kayaçlardan oluşur. Bu iki uç bileşimin arasında bulunan kayaç grupları da bilinmektedir.
44
İlk bakışta, bileşimi böylesine farklı kayaçları oluşturan magmaların da birbirlerinden çok farklı kimyasal
bileşime sahip olacakları düşünülebilir. Fakat jeologlar farklı zamanlarda püsküren aynı volkanın kayaçlarının
birbirinden farklılıklar gösterdiğini ortaya koymuştur. Bu, bir veya birkaç tür magmanın zaman içinde,
kristalleşme sırasında evrim geçirdiği fikrine götürmüştür jeologları. Bu konudaki öncü çalışmaları 20. yy'm ilk
çeyreğinde N. L. Bowen'ın çalışmalarına borçluyuz.
Bowen Reaksiyon Serisi
Bir laboratuar deneyinde Bowen, bir bazaltik magma soğurken, minerallerin kaynama noktalarına göre sistematik
bir şekilde kristalleşme eğiliminde olduğunu göstermiştir. Şekil 3. 8'de görüldüğü gibi, bazaltik magmadan ilk
kristalleşen, ferromagnezyen bir mineral olan olivindir. Daha fazla soğuma Ca'ca zengin plajyoklazların yanı sıra
piroksenleri oluşturuyor, soğumayla birlikte kristalleşme sırası tablonun alt sıralarına doğru kayıyor.
Kristalleşme süreci sırasında eriyiğin bileşimi sürekli değişir. Örneğin magmanın üçte bir katılaştığında magmada
neredeyse hiç Fe, Mg ve Ca kalmaz. Bu elemenlerin kristaller şeklinde uzaklaşmasıyla magma Na, K ve Al
açısından zenginleşir. Dahası, ilksel bazaltik magma %50 civarında silika (SİO2) içerdiğinden; ve ilk kristalleşen
mineraller (örneğin olivin) %40 civarında silika içerdiğinden magma zamanla silika açısından da zenginleşir.
Bowen aynı zamanda, önce kristalleşen minerallerin magmayı terketmeyip onunla kontak halinde olacağını,
böylece magmayla kimyasal bir reaksiyona girip başka minerallere evrimleşebileceğini de öngörmüştür
Kesikli Reaksiyon Serisi
Şekil 3. 8'de Bowen reaksiyon serisinde olivinle başlayan soldaki kol, magma soğudukça kristalleşen olivinin kalan
magmayla reaksiyona girip pirokseni oluşturduğu gösteriyor. Bu reaksiyonda tek tek silika tetrahedrelerinden
oluşan olivin yapısına yeni silikalar kazanır ve böylece tetrahedrelerini tek zincirli yapıya dönüştürür ve böylece
piroksen ortaya çıkar. Aynı mantıkla magma soğudukça, bu kez piroksenler kalan magmayla reaksiyona girip çift
zincirli amfibole dönüşürler. Bu süreçte en sonunda biyotit oluşur. Bu reaksiyonlar zincirinde bir önceki
minerallerin tamamı bir sonrakine dönüşmeyebilir. Bu yüzden bu dalda aşağıdaki ve yukarıdaki mineraller bir
kayaçta birarada bulunabilirler. Bu reaksiyon serisine "kesikli" denmesinin nedeni, herbir aşamada yeni
minerallerin ortaya çıkmasındandır.
Sürekli Reaksiyon Serisi
Şekil 3. 8'de sağdaki kol bu adla anılır. Bu, ilk oluşan Ca'ca zengin plajyoklazlarm eriyikteki Na iyonları ile
sürekli reaksiyona girerek giderek daha fazla Na'ca zengin hale gelmesini anlatır. Burada Na iyonları feldspat
kristalleri içine saçılır ve kristal yapısında Ca iyonlarının yerini alır. Soğuma çoğunlukla o kadar hızlı olur ki,
Ca'un tamamı yapıdan atılamaz; sonuçta feldspat kristalleri orta kesimleri Ca'ca zengin yapıda iken çeperleri
Na'ca zengin niteliğe sahip olur. Soğumanın son evresinde magmanın çoğu katılaşmışken artık K-feldspat oluşur.
Magmatik Farklılaşma
45
Bowen, minerallerin magmadan itibaren
sistematik
olarak
kristalleşeceğini
gösteriyordu. Fakat Bowen reaksiyon serisi
büyük çeşitliliğe sahip magmatik kayaçları
nasıl
açıklayabilir?
Gösterilmiştir
ki,
magmanın kristalleşmesi sırasında bir veya
birkaç evrede magmanın katı kesimi (yani
önce
kristalleşen
ayrılabilmektedir.
mineraller)
Bunun
eriyikten
gerçekleşme
yollarından biri kristal çökelmesidir. Bu
süreç, önce kristalleşen mineraller eriyikten
daha
ağırsa
gerçekleşir.
Minerallerin
çökmesinden sonra arta kalan eriyik
yerinde veya başka bir yere göç edip
katılaştığında oldukça farklı bileşimde bir
kayaç oluşturacaktır. Bir magmadan birden
fazla bileşime sahip magma oluşumuna
magmatik
farklılaşma
differentiation)
(magmatik
deniyor.
Magmatik
farklılaşmanın güzel bir örneği Palisades
silinde
gözlenmiştir.
Aşağı
Hudson
ırmağının (ABD) kenarında gözlenen bu üç
yüz metre kalılığındaki
kütlenin
alt
kesiminde olivin oranı %25 iken, üst
kesiminde yalnızca %1 kadardır.
Asimilasyon ve Magma Karışımı
Son yapılan çalışmalar, magma çeşitliliğinin
magma farklılaşmasından başka yollarla da gerçekleşebileceğini göstermektedir. Magma bir kez oluştuktan sonra,
yabancı maddelerin magma içine girmesi onun bileşimini değiştirir. Magma yüzeye doğru yükselirken bazı yan
kayaç parçalarını içine alabilir. Bu magmanın kırılgan yan kayaçlara uygulayacağı basınçla daha da kolaylaşır. Magma
bileşimi, bir magmanın bir başka magmayla karışmasıyla da değişebilir.
Magmatik Kayaçların İsimlendirilmesi
Daha önce de belirtildiği gibi magmatik kayaçlar en çok dokuları ve minarolojik bileşimleri temelinde
sınıflandırılıyorlar (şekil 3. 11). Farklı dokular farklı soğuma öykülerinin bir sonucu olarak ortaya çıkıyorsa da bir
magmatik kayacın mineralojik bileşimi onu oluşturan magmanın kimyasal bileşimine bağlıdır.
46
Magmatik Kayaç Tipleri
İlk
kristalleşen
mineraller-olivin,
piroksen ve Ca - zengin plajyoklaz yüksek Fe, Mg ve Ca oranına ve
düşük
silika
(SİO2)
içeriğine
sahiptir. Bazalt çoğunlukla bu tür
minerallerden oluştuğundan bu tür
kayaçların tamamına bazaltik adı
verilir. Bu kayaçlar çoğu jeolog
tarafından
(magnezyum
mafik
kayaçlar
ve
ferrum
(demir)'den) olarak da isimlendirilir.
Yüksek Fe
içerikleri nedeniyle
mafik kayaçlar daha koyu renkli ve
ağırdırlar.
Magmadan itibaren son kristalleşen mineral K-Feldispat, ve kuvars, yaygın olarak bulunan granit adındaki
kayacın bileşimini oluştururlar. Bu iki mineralin baskın olarak bulunduğu kayaçların granitik bileşime sahip olduğu
söylenir. Jeologlar bu son gruba Felsik (feldispat ve silika'dan) de derler.
Ortaç (intermediate) bileşimli magmatik kayaçlar Bowen reaksiyon serisinin ortasında yeralırlar. Amfibol ve
ortaç plajyoklaz, feldispatlar bu grubun ana bileşenleridir. Granit ve Bazalt arasında bileşime sahip bu
kayaçlara da Andezitik kayaçlar deniyor. Andezit, bu grubun en tipik örneği olan volkanik kayaçtır. Bu üç ana grup
arasında hep geçiş olabileceğini unutmamak gerekir.
Magmatik kayaçların kimyasal bileşiminin önemli bir özelliği onların silika içeriğidir (SİO2). Tipik bir kabuk
kayacında silika içeriği %50'den (Bazaltik kayaçlar) %70'e (granitik kayaçlar) kadar değişir. Magmatik kayaçlarda
silika içeriği diğer elementlere paralel olarak sistematik şekilde değişir. Örneğin bir kayaçta silika oranı düşükse Ca,
Mg, Fe oranı yüksek demektir. Sonuç olarak silika içeriği bize magmatik kayaçların kimyası hakkında dolaylı olarak
ipuçları sağlar.
Öte yandan silika içeriği magmanın davranışlarını oldukça etkiler. Yüksek silika içeriğine sahip granitik
magma oldukça ağdalıdır ve 800 derece gibi düşük sıcaklıklarda bile akışkanlığını koruyabilir, Bazaltik magma ise
düşük silika içeriğine sahiptir ve genelde daha akışkandır ve 950 derece'nin altında büyük ölçüde kristalleşir
katılaşır.
Felsik (Granitik) Kayaçlar
Granit: Bütün magmatik kayaçlar içinde en iyi bilinenidir. Bu, bir ölçüde parlatıldığında daha da artan güzelliğinden
kaynaklansa da asıl önemli neden onun kıtasal kabuktaki en yaygın kayaç olmasıdır. Parlatılmış granit levhaları
47
mezar taşları, anıtlar ve yapı malzemesi olarak kullanılır. Granit, faneritik bir kayaçtır; %25-30 kuvars, %50'den
fazla K-Feldispat ve Na-zengin plajyoklaz içerir. Kuvars kristalleri çoğunlukla küremsi ve camsıdır, ve rengi
şeffaf-açık gridir. Feldispat kristalleri ise o kadar camsı değildir, rengi beyazımsı-pembemsi-grimsidir. Genellikle
dikdörtgenimsi kristaller halindedir. Bunların dışında az miktarda (%20) muskovit ve koyu renkli silikat da granit
içinde yer alır. Granit içinde K-Feldispat çoksa kayacın rengi nerdeyse kırmızı olur ki, bu kayaç kaplama taşı
olarak çok popülerdir. Ankara'da MTA Genel Müdürlüğünün yeni yapılmakta olan müzesinin dış cephesi KFeldispatça zengin granitlerle kaplanmaktadır.
Riyolit: Magmatik kayaçlar minerolojik bileşim ve dokuları temelinde gruplandırıldıklarından iki kayaç aynı
minerolojik bileşime sahip olabilir, ancak dokuları farklı olduğundan isimleri de farklı olur. İşte granitinkiyle aynı
minerolojik bileşime sahip olan ince taneli volkanik kayaca riyolit denir. Riyolit de granit gibi açık renkli silikatlardan
oluşur. Bu, doğrudan rengine yansır. Rengi pembemsiden parlak griye kadar değişir. Riyolit afanitikdir, camsı parçalar
ve gaz boşlukları içerir.
Oksidyen: Koyu renkli camsı bir kayaçtır. Silikaca zengin lavların ani soğumasıyla oluşur. Oksidyendeki iyonlar
çoğunlukla mineraller oluşturmazlar, düzensiz dağılmışlardır.
Pümis: Oksidyen gibi camsı dokudadır ancak çok sayıda gaz boşluğu içerir. Bu yüzden hafiftir, suda yüzebilir.
Ortaç (Andezitik) Kayaçlar
Andezit: Grimsi ince taneli volkanik bir kayaçtır. And Dağları gibi çoğu dağ bu kayaçtan oluşur. Bu dağlara
48
volkanik ada yayları adı verilir.
Diyorit: Granitten daha koyu renkli, iri taneli magmatik bir kayaçtır. Gözle görülür kuvars kristalleri içermez.
Mafik (Bazaltik) Kayaçlar
Bazalt: Koyu yeşil-siyah renkli, ince taneli volkanik bir kayaçtır. Piroksen ve Ca- plajyoklaz, daha az miktarda olivin
ve amfibol içerir.
Gabro: Bazaltın derinlik eşdeğeridir. Rengi bazaltınki gibidir, kristalleri iri ve belirgindir. Okyanusal kabuğun önemli
bir kısmını oluştururlar.
Piroklastik Kayaçlar
Volkanik patlamalarda bacadan dışarıya fırlatılmış kırıntılardan oluşur. En yaygın bulunanı tüf tür. Bu, kül boyu
volkanik kırıntıların çimentolanmasından oluşur. Kül parçaları yere düştüklerinde yeterince kızgınlarsa
kaynaşıp kaynamış tüfü oluştururlar. Bunlar genelllikle sert kayaçlardır. Kül boyundan daha iri parçalardan oluşan
piroklastik kayaca volkanik breş denir.
Levha Tektoniği Ve Magmatik Kayaçlar
Neredeyse
bilimin
doğuşundan
beri
magmanın kökeni oldukça tartışmalı bir
konudur. Farklı bileşimde ki magmalar nasıl
oluşur? Derin deniz okyanus havzalarındaki
volkanlar neden başlangıçta bazaltik lav
püskürtürler, buna karşın hendeğe komşu kıta
kenarındakiler andezitik bileşimlidir? Neden
bazaltik
kayaçlar
yeryüzünde
yaygınken
granitik
kayaçlar
kabuğun
derinlerinde
yerleşirler.
Levha
tektoniği
teorisi
çerçevesinde bakış bu sorulara bazı yanıtlar
getirir.
Magmanın Kökeni
Elimizdeki bilimsel veriler yerkabuğu ve
mantonun eriyik olmayan katı kayaçlardan
oluştuğunu gösterir. Dış çekirdek akışkan
olmakla
birlikte
Fe'ce
zengin
yoğun
malzemeden oluşması yüzünden hep yerin
derinliklerinde kalıyor. Şu halde magmatik
49
aktiviteyi oluşturan bu magma
nereden geliyor?
Jeologlar, magmanın kabuk veya
üst
mantodaki
erimesiyle
oluştuğu
kayaçların
sonucuna
ulaşıyorlar. Erimeyi başlatmanın
en
doğrudan
yolu
sıcaklığı
arttırmaktır. Granitik kayaçların
bulunduğu kıtaların altında 750
derece ve daha çok bazaltik
kayaların bulunduğu okyanuslar
altında 1000 dereceye ulaşıldığında
ergime başlıyor. Sıcaklık artışının
yanında hapsolmuş basınç (yerin
derinlerindeki lito statik basınç)
azaldığında veya ortama bolca
akışkan girdiğinde de ergime olayı
daha kolay gerçekleşebiliyor.
Isının Rolü
Kayaçları eritmek için hangi ısı kaynağı yeterlidir? Yeraltında çalışan madenciler derinlere inildikçe sıcaklığın
arttığını bilirler. Sıcaklık artış oranı yerden yere değişmekle birlikte kilometrede ortalama 20-30derece civarında
gerçekleşir. Derinlikle sıcaklığın bu artışına jeotermalgradyan denir. Tahminler 100 km derinde sıcaklığın 1200-1400
dereceye kadar çıktığını gösteriyor.
Bu koşullar altında
magma birkaç yolla
oluşabiliyor.
İlk
olarak dalma-batma
zonlarındaki
sürtünme
(bir
levhanın diğerine
sürtünmesi)
fazladan
ısı
yaratıyor; ikincisi
ise derinlere doğru
dalan
jeotermel
levha
gradyan
50
yüzünden giderek daha fazla ısınıyor. Üçüncü olarak da derinlerde ısınan malzeme yukarı çıkıp civarındaki kayaçları
ısıtabilir. Bütün bu süreçler bir miktar magma oluştursa da, genellikle bunun miktarı ve yayılımı sınırlıdır.
Daha sonra göreceğimiz gibi çoğu magma yeni ısı eklenmesi olmaksızın ortaya çıkar.
Basıncın Rolü
Eğer ergimeyi yalnız sıcaklık belirleseydi, gezegenimiz ince bir katı kabukla sarılmış eriyik bir top olurdu.
Halbuki durum bu değildir. Çünkü derinlikle birlikte sıcaklık da artar. Hacim artışını da ortaya çıkaran ergime
daha büyük derinliklerde çok daha fazla sıcaklıklar gerektirir. Çünkü derinliklerde hapsolmuş basınç giderek
artar. Tersine hapsolmuş basıncı azaltmak kayacın ergimesi için gerekli sıcaklığı düşürür, yani hapsolmuş
basınç düşerse ergime tetiklenir (başlar). Bu, konvektif yükselim nedeniyle kayaçların düşük basınç
alanlarına doğru yükselmesiyle gerçekleşir. Bu süreç okyanusal sırtlar boyunca magma oluşumunu sağlar.
Uçucu
ların
Rolü
Magm
anın
erime
sıcaklı
ğını
kontro
l eden
bir
başka
etmen onun su içeriğidir. Su ve diğer uçucular, tuzun buza yaptığına benzer bir etkide bulunurlar, onun erime
sıcaklığını düşürürler. Basıncın artmasıyla birlikte uçucuların etkisi daha da büyür. Uçucular, soğuk okyanusal
litosferin mantoya doğru daldığı yerlerde magma oluşumunda önemli bir role sahiptirler. Okyanusal levha
daldıkça, sıcaklık ve basınç, levha üzerinde üst mantoya çekilen sedimanlardaki suyu kaçmaya zorlar. Oldukça
hareketli su ve başka uçucular üstteki mantoya geçerler. Bu sürecin mantodaki ergime sıcaklığını yeterince düşürdüğü
ve ergimeye yol açtığına inanılır. Birkez yeterince magma kütlesi oluştuktan sonra, bu kütle dalmazlık etkisiyle yüzeye
doğru yükselir. Kıtasal yerleşimde bu kütle zaten ergime noktasına yakın kayaçlar içine sokulabilir. Bu ikincil silikaca
zengin magmalar yaratabilir.
51
BÖLÜM 4
SEDİMANTER KAYAÇLAR
52
Daha önce oluşup ta yüzeye çıkan yaşlı kayaçların bozunmaları süreci yeni sedimanter kayaçların oluşum sürecinin
başlangıcını oluşturur. Sonra aşındırıcı etmenler, örneğin akarsu, rüzgar, dalga ve buzlar, bozunmayla oluşan ürünleri
bunların nihai olarak çökelecekleri yeni yerlere taşırlar. Çoğunlukla, taşınma sırasında tanecikler daha da parçalanırlar.
Çökelmeden sonra sediman adını alan bu malzeme taşlaşır ve çoğu durumda sedimanlar tıkızlaşma (compaction) ve
çimentolanma (cementation) süreçleri sonucunda katı sedimanter kayaca dönüşür.
Öyleyse, mekanik ve kimyasal bozunmanın ürünlerinin sedimanter kayaçların hammaddesi olduğunu
söyleyebiliriz. Sedimanter sözcüğü, latince sedimantum'dan türetilmiştir, ve hava veya su gibi bir akışkandan
çökelmiş katı maddeleri anlatır. Hepsi değilse de çoğu sediman bu yolla çökelir. Bozunmuş ana kayaç
artıkları (debriler) ana kaya üzerinden sürekli süpürülür, uzaklardaki göllere, akarsu vadilerine, denizlere ve
sayısız başka alanlara taşınır. Bir çöl dünündeki tanecik, bir bataklığın tabanındaki çamur, akarsu
yatağındaki çamur ve hatta evinizdeki toz tanesi, bunların hepsi bu sürekli taşınıp biriktirmenin canlı
örneklerini oluşturur. Ana kayacın bozunması, taşınma ve çökeltilmesi sürekli devam ettiğinden sedimanları
her yerde bulmak mümkündür. Sediman yığınları biriktikçe daha tabandaki malzeme (sediman) üsttekilerin
ağırlığı yüzünden tıkızlaşır. Uzun dönemler boyunca, tanelerin arasındaki boşlukları dolduran mineral
maddeler tarafından çimentolanırlar ve katı kayacı oluştururlar.
Jeologlar, sedimanter kayaçların dünyanın en dıştaki 16 km kalınlığındaki kesimin hacimce yalnızca %5'ini
oluşturduğunu hesaplıyorlar. Ancak bu kayaçların önemi, üstteki yüzdenin ima ettiğinin çok çok ötesindedir.
Eğer yüzeyde bulunan kayaçları örneklemiş olsaydık, yüzeyin büyük kesiminin bu kayaçlardan oluştuğunu
görecektik. Gerçekten kıtaların yüzeyinki kayaçların %75'ini sedimanter kayaçlar oluşturur. Şu halde
sedimanter kayaçları, kabuğun en üst kesiminde bulunan ince ve biraz da yanal devamlılığı sınırlı bir katman
olarak düşünebiliriz. Sedimanların yüzeyde biriktiğini düşündüğümüzde bu yüksek oran çok anlamsız
gelmez bize. Sedimanlar yüzeyde biriktiklerinden, tabaka katmanları geçmişte gerçekleşen olaylar
konusunda kanıtlar taşırlar. Çok değerli doğaları (özellikleri) sayesinde sedimanter kayaçlar, içlerinde
çökeldikleri eski ortamları ve taşınma koşullarını gösteren bilgiyi bulundururlar. Dahası, jeolojik geçmişin
incelenmesinde hayati öneme sahip olan fosiller, yine sedimanter kayaçlar içinde bulunurlar. Sonuç olarak,
jeologlar yer tarihinin detaylarını yeniden kurgularken büyük ölçüde bu kayaç grubundan yardım görürler.
Son olarak, çoğu sedimanter kayaç ekonomik olarak oldukça önemlidir. Ülkemizin elektrik enerjinin önemli
bir kısmının eldesi için yakılan kömür, bir sedimanter kayaç sınıfıdır. İnsanlığın başka ana enerji kaynakları
petrol ve doğal gaz sedimanter kayaçlarla ilişkili olarak bulunur. Demir, aluminyum, manganez ve gübre
yanında inşaat sektörünün pek çok ana malzemesinin kaynağı hep sedimanter kayaçlardır.
SEDİMANTER KAYAÇLARIN TÜRLERİ
Sedimanlar iki ana kaynağa sahiptirler. İlki, mekanik ve kimyasal bozunmadan katı partiküller olarak türeyip
taşınan malzemedir. Bu tür çökeller "kırıntılı" diye tanımlanır. Bunların oluşturduğu sedimanter kayaçlara
kırıntılı sedimanter kayaçlar (detrital sedimatery rocks) adı verilir. İkinci ana sediman kaynağı, büyük oranda
53
kimyasal bozunmadan türeyen çözünebilir malzemelerdir. Bu çözünmüş maddeler inorganik veya organik
süreçlerle çökeldiklerinde oluşan malzemeye kimyasal sediman; bunların oluşturduğu sedimanter kayaçlara
ise kimyasal sedimanter kayaçlar denir.
KIRINTILI SEDİMANTER KAYAÇLAR
Kırıntılı kayaçların yapısında pek çeşitli mineraller ve kayaç parçaları bulunursa da, kil mineralleri ve kuvars
çoğu sedimanter kayacın başlıca bileşenlerini oluştururlar. Kil mineralleri silikat minerallerinin, özellikle de
feldispatların kimyasal bozunmasının en yaygın ürünlerindendir. Killer, levha şekilli kristal yapıya sahip ince
taneli minerallerdir, mikalara benzerler. Diğer yaygın mineral olan kuvars oldukça sert ve kimyasal
bozunmaya oldukça dayanıklı bir mineraldir. Eğer granit gibi magmatik kayaçlar yüzeysel bozunma
süreçlerinden etkilenirlerse, tek tek kuvars taneleri serbestleşirler.
Kırıntılı kayaçlardaki diğer yaygın mineraller feldispat ve mikalardır. Kimyasal bozunma bu mineralleri
hızlıca başka minerallere dönüştürğünden, bunların sedimanter kayaçlarda bulunmaları, ana kayacın hızlı
aşındırılıp, aşınan sedimanların çabuk çökeldikleri anlamına gelir.
Tane boyu kırıntılı kayaçları birbirinden ayırmada temel parametredir. Alttaki şekilde kırıntılı kayaçları
oluşturan partikül sınıfları gösterilmektedir. Buradaki kullanımda, kil teriminin yalnızca tane boyuna işaret
ettiğini, herhangi bir mineral
adına karşılık gelmediğine dikkat
ediniz. Çoğu kil mineralleri kil
boyunda ise de, tüm kil boyu
sedimanlar kil minerallerinden
oluşmazlar.
Tane
boyu, yalnızca kırıntılı
kayaçların
uygun
bir
bölümlenmesinde
yöntem
olmakla
kalmaz, aynı zamanda çökelme
ortamı hakkında da yararlı ipuçları verir. Hava veya su akımı, partikülleri boyutlarına göre boyutlandırır;
akıntı ne kadar büyükse, o ölçüde daha iri bloklar taşınır. Örneğin çakıllar, akarsu içinde olduğu kadar
heyelan ve buzullar içinde de hızlıca hareket ederler. Kumu taşımak için az enerji gerekir; örneğin
rüzgarların süpürüp çökelttiği dünler, bazı akarsu ve kumsal çökelleri gibi. Kili taşımak için çok az enerji
yeterlidir, bu yüzden çok yavaş olarak kendi ağırlığı ile çökelir. Bu pek ince partiküllerin birikimi çoğunlukla
durgun göl, lagün, bataklık ve bazı deniz ortamları ile ilişkilidir.
Artan tane boyu sırasına göre yaygın kırıntılı sedimanter kayaçlar şeyl, kumtaşı ve çakıltaşı veya breştir.
54
Şeyl
Şeyl, silt ve kil tane boyundaki malzemeden oluşan bir sedimanter kayaçtır. Bu ince taneli sedimanter
kayaçlar, toplam sedimanter kayaçların nerdeyse yarısını oluşturur. Bu kayaçların bileşenleri öyle küçük tane
boyludur ki, ancak çok büyütmeli bir lupla (büyüteçle) bakıldığında görülebilir.
Şeylle ilgili öğrenilebilecek çoğu şey onun tane boyundan gelir. Şeyldeki ince tane boylu bileşenler kısmen
sakin, türbülanslı olmayan akıntılardan itibaren çökeltilir. Bu tür ortamlar göller, akarsu taşkın düzlükleri,
lagünler ve denizlerin derin kesimleridir. Bu sakin ortamda bile kil boyu partikülleri hareketli tutacak yeterli
türbülans vardır. Sonuçta, çoğu partikül
yanındakine birleşip te daha iri yığışımlar
oluşturduklarında çökelebilirler. Bazen
bu kayaçların kimyasal bileşimi de
önemli bilgiler sağlar. Örneğin siyah
şeyller, adlarının belirttiği gibi siyahtırlar.
Çünkü bol miktarda organik madde
(karbon) içerirler. Eğer böyle bir kayaçla
karşılaşmışsanız,
bunun
çökeliminin
oksijence fakir bir ortamda örneğin bir
bataklık
ya
da
bir
anoksik
gölde
gerçekleştiğini ileri sürebilirsiniz. Çünkü
oksijenli ortamlarda organik maddeler
kolayca bozunurlar.
Kil ve siltler genellikle çok ince tabakalar
halinde çökelirler ki bu ince tabakalara
lamina denir. Başlangıçta laminadaki partiküller rastgele yönlenmişlerdir, bu yüzden yüksek oranda
birbiriyle bağlantılı gözeneğe sahiptirler. Ancak bu durum, üzerine yeni katmanların birikmesiyle zamanla
değişir; bu evrede kil ve silt partikülleri tabakalaşmaya paralel dizilmeye başlarlar. Bu düzenlenme gözenek
boşluklarının boyutunu azaltır ve buralardaki suyu kaçmaya zorlar. Taneler bir kez birbirine daha yakın hale
geldiklerinde, artık çimentolanmayı sağlayacak gözenek suları kaçacak yer bulamazlar. Bu yüzden şeyller
genellikle zayıf olarak nitelenir, zayıf çimentolandıklarından pek taşlaşmış değildirler.
Şeyllerin suyu geçirmemesi yeteneği, onların yeraltındaki su ve petrol hareketi açısından neden bariyer
oluşturduğunu iyi açıklar. Su, yeraltında şeyl türünden bir geçirimsiz katmanın üstündeki geçirimli katman
içinde ilerlerken, petrol (hafifliği yüzünden), şeyl türünden bir geçirimsiz katmandan yukarı çıkamadığından
bir şeyl kubbesi tarafından örtülür.
Şeyl genel olarak bütün ince taneli sedimanlara uygulanan teknik olmayan bir kavram olarak kullanıldığı
gibi, bazen de yalnızca çok ince tabakalaşma düzlemlerine ayrılabilen ince taneli sedimanter kayaçlar için
55
kullanılır. Şeylin bu özelliğine ayrılma (fissility) adı verilir. Eğer ince taneli kayaç bloklara ayrılıyorsa ona
çamurtaşı adı verilir. Ayrılma göstermeyen çamurtaşına silttaşı denir.
Bazı şeyl katmanları ekonomik öneme sahip olabilirler, özellikle çanak çömlekçilikte, tuğla imalinde
kullanılırlar. Özel bir şeyl türü olan, yüksek organik madde içerikli petrollü şeyl (oil shale) geleceğin önemli
hammaddelerinden biri olmaya adaydır.
Kumtaşı
Kumtaşı, kum boyu tanelerin baskın olduğu (bol
olduğu) sedimanter kayaca verilen isimdir. Şeylden
sonra kumtaşları, kırıntılı sedimanter kayaçların
toplam %20'sini oluşturan ikinci bol üyesidir.
Kumtaşları çok değişik ortamlarda oluşabilirler ve
boylanma tane biçimi ve bileşimi gibi bazı özellikleri
sayesinde oluşum ortamı hakkında ipuçları sağlarlar.
Boylanma (ing. sorting), bir sedimanter kayaçta tane
boylarının birbirine benzerliğinin ölçüsüdür. Bir
kumtaşında taneler az çok aynı boyda ise bu
kumtaşına
"iyi
boylanmış"(well-sorted)
denir.
Tersine, eğer kayaç iri ve küçük tanelerin bir karışımı
şeklindeyse bu kumtaşının "kötü boylandığı" poorly
sorted)
söylenir.
Bir
kumtaşının
boylanmasını
inceleyerek, onu çökelten akıntılar hakkında bilgi
ediniriz. Rüzgarın çökelttiği kumlar, çoğunlukla dalgaların çökelttiklerinden daha iyi boylanmıştır. Öte
yandan dalgaların çökelttiği kumlar, akarsuların çökelttiklerinden daha iyi boylanmıştır. Kötü boylanmış
birikimler, çoğunlukla kısa mesafede taşınıp aniden çökeltilmeyle gerçekleşir. Örneğin bir türbülanslı akarsu,
sarp dağ eteğine ulaşıp orada düşük eğimle karşılaştığında taşıdığı çakıl ve kum yüklerini karışık ve kötü
boylanmış bir şekilde oracıkta bırakır.
Tane şekli de bir kumun tarihinin aydınlatılmasında yardımcı olabilir. Akarsular, rüzgarlar veya dalgalar
kum tanelerini ve diğer sedimanları taşırken birbirlerine ve zemine çarpmak suretiyle onların keskin
kenarlarını ve köşelerini yuvarlaklaştırırlar.
Bu yüzden yuvarlak taneler çoğunlukla su veya havada taşınmışlardır. Bunun yanında yuvarlaklaşma
derecesi taşınma mesafesi ile de ilgilidir. Çok köşeli taneler iki anlama gelebilir. Ya taneler çok kısa bir
mesafede taşınmıştır, ya da onları taşıyan başka bir ortamdır. Örneğin buzullar sediman taşırken, buzul
etkisiyle gelişen kırılma ve ufalanma yüzünden düzensiz bir dış görünüşe sahip olurlar.
Taşınma yuvarlaklığa ve tanelerin boylanmasına etki ettiği kadar türbülanslı hava veya su akıntılarıyla uzun
56
mesafelere taşınma sedimanter çökellerin mineral bileşimini de etkiler. Bozunma ve uzun mesafelere taşınma
daha zayıf olan feldispat ve ferromagnezyen mineraller içeren bazı tanelerin daha kolay kırıklanmasına
neden olur. Kuvars çok dayanıklı olduğundan türbülanslı ortamlarda genellikle korunur. Bu yüzden çoğu
kumtaşında en bol bulunan mineraldir. Yüksek oranda kuvars taneleri içeren kumtaşlarına kuvars kumtaşı
denir. Eğer kumtaşı yüksek oranda feldispat taneleri içeriyorsa buna da arkoz denir. Arkozlar içinde feldispat
yanında ışıldayan mika kırıkları da bulunur. Arkozlar granit kaynak kayaçların varlığını gösterir. Üçüncü bir
kumtaşı türü grovaktır. Bu, kuvars yanında bolca kayaç parçası ve bunları birbirine tutturan killi-siltli bir
matriksten oluşur.
Konglomera ve breş
Konglomeralar büyük ölçüde çakıllardan oluşurlar.
Çakıllar, çoğunlukla kaya türleri saplanabilecek kadar
iridirler. Bu yüzden kaynak bölgenin tayin edilmesinde
önemlidirler.
Konglomeralar
çoğunlukla
kötü
boylanmıştır. Çakıllar, sarp yamaç eğimi ve oldukça
türbülanslı
birikebilirler.
akışlar
nedeniyle
Konglomeradaki
çeşitli
iri
ortamlarda
çakıllar
dağ
akarsularının enerjili akışlarını, veya aşındırıcı bir
sahildeki güçlü dalga etkinliğini gösterebilir.
Eğer kayacı oluşturan iri taneler yuvarlak değil de köşeli
ise bu kayaç breş adını alır. Taşınma sırasında iri taneler
birbirine
çarpma
yüzünden
çabucak
yuvarlaklaştıklarından, breşlerin varlığı çok kısa taşınma
mesafelerini gösterir. Başka bir değişle diğer pek çok
sedimanter kayaç gibi konglomera ve breşler de geçmiş
tarihle ilgili ipucu taşırlar.
KİMYASAL SEDİMANTER KAYAÇLAR
Bozunmanın katı ürünlerinden oluşan kırıntılı kayaçların tersine, kimyasal sedimanlar göl ve denizlere
çözeltide taşınan malzemeden türerler. Bu maddeler suda sonsuza kadar çözelti olarak kalmaz; bir kısmı
kimyasal sedimanlar olarak çökelirler. Bunlar zamanla kireçtaşı, çört ve kaya tuzu gibi kayaçları oluştururlar.
Bu malzeme çökelimi iki yolla olur. İnorganik süreçler, örneğin buharlaşma ve kimyasal aktivite, kimyasal
sedimanları üretir. Suda yaşayan organizmaların organik (yani yaşam) süreçleri de kimyasal sedimanlar
oluşturur ki bunlara "biyokimyasal kökenlidir"denir.
İnorganik kimyasal süreçlerle oluşan çökellerden biri çoğu mağarayı süsleyen damlataşlarıdır. Bir diğeri,
denizin buharlaşmasından arta kalan tuzdur. Bunların tersine, çoğu suda yaşayan hayvan ve bitki, kavkı veya
57
başka katı bölümlerini oluşturmak üzere kimyasal madde salgılar. Organizma öldüğünde bu katı bölümlerin
milyonlarcası göl veya okyanus tabanında birikerek biyokimyasal sedimanları oluşturur.
Kireçtaşı
Bütün sedimanter kayaçların %10 kadarını oluşturur. En yaygın kimyasal sedimanter kayaçtır. Başlıca kalsit
(CaCO3) minerallerinden ibarettir ve hem inorganik hem de biyokimyasal yolla olabilir. Kökenleri farklı olsa
da bütün kireçtaşlarının
bileşimi birbirine benzer.
Bunlar içinde en yaygın
bulunanı
biyokimyasal
yolla denizlerde çökelmiş
olanıdır.
Mercan resifleri
Mercanlar,
büyük
miktarlarda
denizel
kireçtaşı
üretebilme
yeteneğine
sahip
organizmalara önemli bir
örnektir. Bu kısmen basit omurgasız hayvanlar kalkerli bir dış iskelet salgılarlar. Küçük olmalarına karşın,
mercanlar resif adı verilen masif yapıları oluşturabilirler. Resifler çok sayıda mercan bireylerinin bir araya
gelmesiyle oluşmuş kolonileri içerirler. Resiflerde mercanlarla birlikte CaCO 3 salgılayan algler de yaşar.
Bunlar mercanların birbirine tutunarak masif bir yapı oluşturmalarına yardım eder. En iyi bilinen güncel resif
Avustralya'nın Büyük Bariyer Resifidir. Bu resif 2000 km
uzunluğundadır. Bunlar sığ, ılık tropikal/subtropikal sularda
(30 0 enlemlerine kadar ) gelişirler. Mercanlar jeolojik
geçmişte çok muazzam miktarlarda kireçtaşı üretmişlerdir.
Anadolu'da özellikle Toros Dağlarında Kambriyen’den Geç
Kretase’ye kadar yaşta çok kalın kireçtaşları bulunur.
Kokina ve tebeşir
Çoğu kireçtaşı biyolojik süreçlerin ürünü ise de bu genellikle
pek belirgin değildir, çünkü kavkı ve iskeletler kayacın
taşlaşması sırasında çok önemli değişikliklere uğrarlar. Buna
karşın, kolayca ayırt edilebilecek kireçtaşlarından biri
kokina'dır.
Bu,
kötü
çimentolanmış
kavkı
ve
kavkı
kırıklarından oluşur. Daha az belirgin ama benzer bir örnek
58
tebeşirdir. Bu yumuşak, gözenekli, tamamen mikroskobik denizel organizmalardan ibaret bir kayaçtır. En
ünlü tebeşir çökelleri İngiltere'nin güney sahilleri boyunca bulunur.
İnorganik Kireçtaşı
İnorganik kökene sahip kireçtaşları kimyasal değişimler veya yüksek su sıcaklığı, kalsiyum karbonat
konsantrasyonu CaCO 3 ’tı çökertecek noktaya çıkarırsa gerçekleşir. Traverten bu yolla oluşur ve çoğunlukla
mağaralarda görülür. Bir başka inorganik kireçtaşı oolitik kireçtaşıdır. Bu, küçük küremsi, ooid denen
karbonat tanelerinden oluşur.
Çört
Çört, mikrokristalin silikadan (SiO 2 ) oluşmuş çeşitli türden sert kayaçlar için kullanılan bir tanımlamadır.
İyi bilinen bir şekli çakmaktaşı (flint)'dir. Çört çökelleri çoğunlukla şu iki durumda bulunurlar.
1-Kireçtaşı içinde yumrular halinde,
2-Tabakalar halinde,
Çoğu çört nodülünü oluşturan silika doğrudan deniz suyundan itibaren çökelir. Bunlar inorganik kökenklidir.
Ancak tabakalı çörtlerin çoğu deniz suyunda bolca bulunan silis iskeleti, mikroskopik diyatome ve
radyolaryalardan oluşurlar.
Evaporitler
Evaporasyon, çoğunlukla, kimyasal çökelimi tetikleyen mekanizmadır. Bu yolla çökelen başka minareller
halit (sodyum klorür, NaCl), jips (sulu
kalsiyum sülfat, CaSo 4 2H 2 O)’tır.
Haliti hepimiz yemeklerden biliriz.
Bunun
dışında
buz
eritmede
ve
hidroklorik asit imalinde de kullanılır.
İnsanlık tarihi boyunca tuzun ticareti,
aranması
olmuştur.
ve
Jips
hatta
ise
tuz
savaşları
alçının
ana
maddesidir. En çok sıva yapımında
kullanılır.
Jeolojik geçmişte, şimdi kara alanları olan pek çok yer okyanuslarla bağlantılı sığ bir denizin kapladığı
havzalardan ibarettir. Bu koşullar altında, körfezde buharlaşan su deniz suyu ile takviye ediliyordu. Körfez
alanlarında aşırı buharlaşma nedeniyle su bazı elementlerce çok doygun hale geliyor ve sonuçta tuz çökelimi
başlıyordu. Bu yollarla oluşan çökellere evaporitler denir.
59
Bir su kütlesi buharlaştığında, çökelen mineraller, çözünebilirliklerine bağlı olarak belirli bir düşey dizilim
gösterirler. En önce en az çözünen mineraller çökelir, ardından buharlaşma yüzünden tuzluluk arttıkça daha
çok çözünen mineraller çökelir. Buna göre çökelim sırası
kalsitjipsK ve Mg tuzlarısilvit’ir.
Jeolojik geçmişte Anadolu’da evaporitlerin yaygın olarak oluştuğu alanlar bulunur. Örneğin Geç Eosen
zamanında (~ 40 Milyon yıl önce) Orta Anadolu’nun önemli bir kısmı giderek buharlaşan bir denizin
çökerttiği jipslerle kaplanmıştı. Miyosen zamanında (~ 20 Milyon yıl önce) Kırşehir’den Sivas’a kadar olan
geniş bir alan tamamen jips oluşumlarına sahne olmuştu. Geç Miyosen’de (Messiniyen’de)(~7 Milyon yıl
önce) bütün Akdeniz kurumuş, sonuçta halit ve jips oluşumları gerçekleşmişti.
Kömür
Kömür, diğer kayaçlardan oldukça farklıdır. Kireçtaşı ve çörtten farklı olarak bu, organik maddeden
oluşmuştur. Tam olgunlaşmamış kömürün bir büyüteçle incelenmesi onun içindeki yaprak, dal ve gövde
parçalarını ortaya çıkarır. Bu, kömürün, çok miktardaki bitkisel materyalin milyonlarca yıl boyunca
kayaçların altında gömülü kalmasıyla desteklemektedir.
Kömür oluşumunun ilk evresi çok miktardaki bitki kalıntısının birikmesidir. Ancak bu birikimin atmosferle
karşılaşıp da çürüyüp gitmemesi için çok özel, oksijensiz koşullar gerekir. Böyle bir ortam çoğunlukla
bataklıktır. Bataklık, aynı zamanda bitkilerin gelişimi için uygun bir sucul ortamdır.
Bitkisel artıkların oksijence fakir bir ortamda kısmen bozunmasıyla oluşan tabakaya turba denir. Bu,
yumuşak, kahverengi, bitki artıklarının hala seçilebildiği bir malzemedir. Turba, üzerine yeni sedimanların
gelmesiyle birlikte yavaş yavaş dönüşüm geçirerek linyit olur. Gömülme sedimanların sıcaklığını ve
basıncını arttırır. Yüksek sıcaklık bitkisel malzeme içinde bazı kimyasal reaksiyonlara yol açar. Zamanla
malzemenin sabit karbon içeriği artar ve sert, parlak görünüşlü bitumlu kömür oluşur. Çok yüksek
sıcaklıklarda kömürleşmenin son evresi olan antrasite geçilir. Artık bu sert, parlak bir metamorfik kayaçtır.
Kömür temel bir enerji kaynağıdır. Ülkemizde en yaygın kömür yatakları Zonguldak bölgesinde bulunur.
Sedimanların Sedimanter Kayaca Dönüşümü
Bu dönüşüm sürecine taşlaşma (lithification) denir. Bu sürecin ilk aşaması tıkızlaşma (compaction)’dır.
Sedimanlar zaman içinde üst üste yığıldıkça, altlakiler, üstlekilerin ağırlığı ile birbirlerine daha çok
yaklaşmaya başlarlar, böylece gözenekleri azalır. Örneğin killer üzerine birkaç bin metre sediman
yığıldığında %40 oranında hacim kaybederler. Kum ve daha iri sedirmanlar daha az sıkışabilir olduklarından
bunlarda tıkırlaşma fazla gerçekleşmez.
Çimentolanma sedimanların sedimanter kayaca dönüşümünde en önemli süreçtir. Çimentolayıcı malzeme
sedimanlar arası gözeneklerde dolaşan çökeltilerde bulunur. Uygun koşullarda bunlar kimyasal olarak
60
çökelip gözenekleri doldurur.
Kalsit, silis, demir oksit en yaygın çimentolardır.
Çoğu sedimanter kayaç tıkızlaşma ve çimentolanma süreçleriyle taşlaşır. Ancak bazı kimyasal sedimanter
kayaçlar daha başta iç içe büyüyen, sert, tıkız kristaller olarak büyürler.
Sedimanter Ortamlar
Bu bölümün başında vurgulandığı gibi sedimanter kayaçlar dünya tarihinin yorumlanmasında önemlidir.
Sedimanter kayaçların oluştuğu koşulları anlayarak jeologlar bu kayaçların tarihçesini (bileşenlerin kökenini,
taşınma mesafesini ve şeklini, vb.
) yani kısaca çökelme ortamını
tahmin edebilirler.
Sedimanlar yeryüzünde çökelir.
Öyleyse, çökeldikleri alanlardaki
fiziksel, kimyasal ve biyolojik
koşullar hakkında pek çok ipucu
taşırlar.
Bugünkü
koşullar
hakkında tam bir bilgiye sahip
olan
jeologlar,
sedimanter
belli
tabaka
bir
çökelirken
eski ortamları ve bir alandaki
coğrafi
ilişkileri
yeniden
kurgulayabilirler. Bu tür analizler
çoğunlukla, kara, deniz, dağ, ova,
vb.
dağılımını
gösteren
bazı
haritaların hazırlanmasını sağlar.
Sedimanter ortamlar çoğunlıkla
karasal ve denizel olmak üzere
iki geniş gruba ayrılır. Sahil zonu
her iki grubun özelliklerini de taşıdığından kara ile deniz arasında bir geçiş zonu olarak düşünülebilir.
Yandaki şekilde bu iki ana gurubun bazı ana alt grupları gösteriliyor. Bunlardan herbiri sedimanların biriktiği
ve üzerinde bazı organizmaların yaşayıp öldüğü alanlardır. Her bir alan, egemen koşulları yansıtan
karakteristik sedimanter kayaçları oluşturur.
Bir sedimanter tabaka istifi incelendiğinde, belli bir yerde zamanla gelişen ardıl ortam değişikliklerini
gözleyebiliriz. Geçmiş zamanda bir ortamda (yanal yönde) gelişen değişiklikler bir sedimanter kayaç
biriminin yanal yönde izlenmesiyle anlaşılabilir. Bu doğrudur, çünkü herhangi bir anda geniş bir alanda
61
farklı çökelme ortamları birbirine komşu olarak bulunabilir. Örneğin, sahilde kum çökelirken daha küçük
tane boylu çamurlar açık denize doğru taşınıp biriktirilmektedir. Çok daha açıklarda, karadan taşınan
malzemenin çok az olduğu kesimlerde, belki de biyolojik aktivite gözlenecektir. Bu örnekte farklı
sedimanlar, aynı zamanda, birbirine komşu alanlara çökelmektedir. Her bir birim farklı koşulları yansıtan
farklı özelliklere sahip olacaktır. Bu sediman gruplarını tanımlamak üzere fasiyes terimi kullanılır.
62
BÖLÜM 5
METAMORFİK KAYAÇLAR
63
Bölüm başlangıç sayfasında gösterilen kayaçları kıvırmak ve şekil değiştirmek için gerekli koşulları hayal
ediniz. Çok muazzam miktarda yönlü basınca ve yüzlerce derecelik sıcaklıkların belki de binlerce ve
milyonlarca yıl uygulanmasına ihtiyaç vardır. Bu oldukça uç koşullar altındaki kayaçlar kıvrılarak ve akarak
bu duruma yanıt vereceklerdir. Bu bölüm metamorfik kayaçları ‘kaynaklaştıran’ tektonik kuvvetleri ele
almakta ve bu kayaçların görünüş ve mineral bileşimini nasıl değiştirdiklerini işlemektedir.
Metamorfik Ortamlar
İlk bölümde değindiğimiz kaya çevrimiyle ilgili kısımdan metamorfizmanın bir kaya türünün bir başkasına
dönüşmesi olduğunu anımsayınız. Metamorfik kayaçlar magmatik, sedimanter ve hatta başka metamorfik
kayaçlardan dönüşebilirler. Metamorfizma terimi bu süreç için çok uygundur, çünkü bu sözcük kelime
anlamıyla “şekil değiştirmek” demektir. Metamorfizmanın amilleri (etkenleri) ise, basınç (gerilme) ve
kimyasal açıdan aktif akışkanlardır. Sonuçta oluşan değişiklikler hem dokusal hem de mineralojiktir.
Metamorfizma küçük değişimlerden (düşük dereceli) çok köklü değişimlere (yüksek dereceli) kadar giderek
artarak gerçekleşir. Örneğin, düşük dereceli metamorfizmada yaygın bir sedimanter kayaç olan şeyl, ‘sleyt’
adı verilen oldukça tıkız bir metamorfik kayaç haline dönüşür. Bu iki kayacı el örneğinde ayırmak bazen
güçtür.
Yüksek dereceli Metamorfizma ise öylesine köklü dönüşümlere yol açar ki, artık ilksel (yani metamorfizma
öncesindeki) kayacın belirlenmesi mümkün olmaz. Yüksek dereceli metamorfizmada tabakalaşma
düzlemleri, fosiller, gaz boşlukları ilksel kayaçta bulunabilecek özellikler tamamen ortadan kalkar. Dahası,
derinlerdeki kayaç eşitsiz basınçlara (gerilimlere) maruz kalırsa yavaş yavaş kıvrımlanarak karmaşık
kıvrımlar kazanabilirler (Şekil 7.2). Çok uç metamorfik ortamlarda sıcaklık kayaçları eritecek seviyeye
ulaşır. Ancak metamorfizma sırasında bir miktar katı malzeme kalmalıdır; kayacın tamamen eridiği
koşullarda magmatik etkinliğin alanına girmiş oluruz.
Metamorfizma, kayacın oluştuğundan farklı koşullara maruz kaldığı yerlerde gerçekleşir. Bu yeni koşullara
bir yanıt olarak, yeni ortamla denge durumuna gelene kadar derece derece değişir. Çoğu metamorfik
değişimler yerin birkaç kilometre derininden kabuk-manto sınırına kadarki zonda yüksek sıcaklık ve
basınçlarda oluşur.
Metamorfizma çoğunlukla şu üç yerleşimden birinde gerçekleşir:
1.
Bir kayaç, bir magma kütlesinin yakınındaysa, ya da onunla temas halindeyse kontak metamorfizma
oluşur. Burada değişimler başlıca eriyik malzemenin yüksek sıcaklığından kaynaklanır. Aslında bu yan
kayaçların bir tür ‘pişirilmesidir’.
2.
En az yaygın metamorfizma türü fay zonları boyunca oluşandır ve kataklastik metamorfizma olarak
bilinir. Burada fayın iki yanındaki bloklar birbirlerine göre hareket ederken kayaçlar kırılıp ufalanır.
3.
Dağ oluşumu sırasında, büyük miktardaki kayaç kütleleri sıcaklığa ve yönlü basınçlara maruz kalırlar.
64
Büyük ölçekli deformasyonla ilgili bu süreçle ilgili
olarak bölgesel metamorfizma gelişir. Bu sürecin
nihai ürünü çok geniş yayılıma sahip metamorfik
kayaçlardır.
Metamorfizmanın Nedenleri
Daha önce belirtildiği gibi metamorfizma zonları
içinde ısı, basınç (gerilim) ve kimyasal açıdan aktif
akışkanlar sayılabilir. Metamorfizma sırasında
çoğunlukla bu üç metamorfik ajan da eş zamanlı
olarak kayaca etki eder. Ancak metamorfizmanın
derecesi ve her bir ajanın katkısı ortamdan ortama
büyük
ölçüde
değişir.
Düşük
dereceli
metamorfizmada kayaçlar, sedimanların taşlaşması
sırasında karşılaştıklarından biraz daha büyük
sıcaklık ve basınç koşullarına maruz kalırlar.
Yüksek
dereceli
metamorfizma
ise
kayacı
neredeyse eritecek yükseklikte tektonik kuvvetlerle
ve sıcaklıklarla ilgilidir. Ek olarak, ana kayacın mineralojik bileşimi de, her metamorfik ajanın yaratacağı
değişikliğin derecesini büyük oranda belirler. Örneğin, magma varolan kayaca sokulursa, iyonlarca zengin,
sıcak akışkanlar ana kayaç içinde çevrimlenebilir. Eğer ana kayaç kuvars kumtaşı ise çok az alterasyon
meydana gelecektir. Ancak ana kayaç kireçtaşı ise bu akışkanların etkisi çok köklü olabilir ve
metamorfizmanın etkisi magma kütlesinden kilometrelerce uzağa kadar yayılabilir.
Metamorfik ajan olarak ısı
Metamorfik ajanlardan belki de en önemlisi ısıdır; çünkü ısı, minerallerin yeniden kristallenmesi ile
sonuçlanan kimyasal değişimleri yönlendiren enerjiyi sağlar. Yeryüzüne yakın oluşan kayaçlar, aşağılardan
yükselen eriyik kızgın malzemenin içlerine sokulmasıyla yoğun bir ısıya maruz kalabilir. Bu kontak
metamorfizmanın etkisi ana kayaç ile magma arasındaki sıcaklık farkının çok belirgin olduğu yeryüzünde ya
da sığ derinliklerde en belirgindir. Burada ana yan kayaçlar yerleşen magma tarafından ‘pişirilir’. Bu yüksek
sıcaklık-düşük basınç ortamında sokulan magma ile altere kayaçlar arasındaki sınır çoğunlukla oldukça
belirgindir. Yükselen ve yüzeye yakın kayaçları başkalaşıma uğratan magmaya ek olarak, yüzeye yakın
kayaçlar yavaşça aşağı doğru çökebilirler ve derinlerde başkalaşabilirler. Bilindiği gibi yakınlaşan levha
sınırlarında kayaçlar derinlere doğru çekilirler. Sıcaklığın da derinlere doğru, jeotermal gradyan adı verilen
bir oran kadar artığını anımsayınız. Üst kabukta bu artış kilometre başına 20-30o C ‘ dir. Yalnızca birkaç
kilometre derinliğe gömüldüklerinde bile bu mineraller (örneğin muskovit gibi kil mineralleri) duraysız hale
gelir ve bu ortamda yeniden kristalleşirler. Özellikle kristalin magmatik kayaçlardaki mineraller yüksek
basınç ve sıcaklıkta bile kısmen duraylıdırlar. Bunlarda metamorfizmanın gerçekleşmesi için 20 km.
65
derinliklere kadar gömülme gerekir.
Metamorfik ajan olarak basınç ve gerilim
Basınç da, tıpkı sıcaklık gibi, derinlikle artar. Gömülmüş kayaçlar üstlerindeki yükün uyguladığı bir kuvvet
veya gerilime maruz kalırlar. Bu hapsolmuş basınç (ing. Confining pressure) kuvvetin her yönde uygulandığı
su basıncına benzer. Okyanusta ne kadar derine giderseniz her yöndeki basınç o ölçüde artar. Aynı şey
derinlerdeki kayaçlar için de geçerlidir. Üstteki malzemenin ağırlığının uyguladığı hapsolmuş basınca ek
olarak, dağ oluşumu sırasında kayaçlar yönlü tektonik kuvvetlere de maruz kalırlar. Farklı yönlerde eşitsiz
olan bu kuvvetler ‘diferansiyel gerilim’ olarak adlandırılır. Bu diferansiyel kuvvetler çoğunlukla sıkışmalıdır
(compressional) ve kaya kütlesini kısaltmaya çalışır. Bazı ortamlarda gerilimler tansiyoneldir (çekme
türündedir) ve kaya kütlelerinin boyunu uzatmaya çalışırlar. Diferansiyel gerilimler bir kayacın
makaslanmasına da yol açabilirler. Makaslama, bir deste oyun kartını parmaklarınızın arasında sıkıp elinizi
zıt yönde hareket ettirdiğinizde kartların birbiri üstünden kayarak uzaklaşmasına benzer bir etki yaratır.
Yüzeye yakın ortamlarda makaslama, kuvvet karşısında bir kayacın dilimlere ayrılarak dilimlerin birbirinin
yanı boyunca kaymasından oluşur. Bu deformasyon orijinal mineral tanelerini öğütüp ufalayarak daha küçük
taneler haline dönüştürür. Tersine, derinlerde bulunan kayaçlar daha sıcaktır ve büyük hapsolmuş basınç
altındadır; bu yüzden deformasyon sırasında plastik olarak davranırlar. Bu durum makaslamaya maruz
kaldıklarında onların neden aktığını ya da karmaşık kıvrımlar şeklinde büküldüğünü açıklar.
Bir metamorfik ajan olarak kimyasal aktivite
Kimyasal açıdan aktif akışkanlar metamorfik süreçleri hızlandırırlar. En yaygın akışkan çözeltide iyonları
içeren sudur. Neredeyse her kayacın gözenek boşlukları su içerdiğinden su boldur. Ayrıca bazı mineraller
hidrattır; (yani kimyasal olarak bağlanmış su içerirler); böylece kristal yapılarında su bulundururlar.
Derin gömülme gerçekleştiğinde, gözenek miktarı azalan kayaçlar daha tıkız hale gelirler. Bu yüzden su
kayaçtan dışarı atılır ve kimyasal reaksiyonlara yardımcı olmaya hazır hale gelir. Dahası, ısınma minerallerin
dehitratasyonuna yol açarak sularını koyvermelerini sağlar. Mineralleri çevreleyen su iyon göçüne yardımcı
olan bir katalizör görevi üstlenir. Bazı durumlarda su minerallerin yeniden kristalleşmesini kolaylaştırırken,
başka durumlarda iyon alış-verişi tamamen yeni minerallerin oluşmasına yol açar. Yüzeye yakın ortamlarda
kayaçların sıcak, minerallerce zengin akışkanlarla tamamen alterasyonu Yellowstone Ulusal Parkı’ nda
(ABD) gözlenmiştir. Çok daha büyük ölçekte benzer bir etkinlik okyanus ortası sırt sistemlerinde
gerçekleşir. Burada deniz suyu hala sıcak olan bazaltik kayaçlar içine süzülür; Fe ve Mg’ ca zengin
mineralleri serpantinit ve talk gibi metamorfik minerallere dönüştürür.
Metamorfizma Kayaçları Nasıl Bozunmaya Uğratır?
Metamorfik süreçler kayaçlarda yoğunluk artışı, daha büyük kristal büyümeleri, mineral tanelerinin tabakalı
ve bantlı doku şeklinde yeniden yönlenmeleri, düşük sıcaklık minerallerinin yüksek sıcaklık minerallerine
dönüşmesi gibi pek çok değişime yol açarlar. Ek olarak iyonların kayaca katılımı bazıları ekonomik açıdan
66
da önemli olan yeni mineraller
oluşturur.
Şu
metamorfizma
halde,
derecesinin,
metamorfik kayaçların dokusu
(texture)
ve
mineralojisi
(mineral bileşimi) ile kendini
açığa vurduğunu söyleyebiliriz.
Dokusal Değişimler
Kayaçlar
düşük
dereceli
metamorfizmaya
maruz
kaldıklarında, daha fazla tıkız,
dolayısıyla daha yoğun hale
gelirler. Bunun yaygın bir örneği bir sedimanter kayaç olan şeylin metamorfik kayaç arduvaz’a (bazen sleyt
de denir) dönüşmesidir. Şeyl, kendisini oluşturan sedimanter gömülme süreçlerindekinden biraz fazla
sıcaklık ve basınca maruz kaldığında sleyt oluşur. Bu durumda yönlenmiş basınç, şeyldeki mikroskobik kil
minerallerini daha tıkız bir düzenleme oluşacak şekilde yönlendirir. Partiküllerin bu yeniden düzenlenmesi
sleyte apayrı bir doku kazandırır.
Yapraklanma Dokuları (Foliated texture)
Çok daha uç koşullarda, basınç, bir kayaçtaki
mineral tanelerini yönlendirmenin de ötesinde
işlevlere sahiptir. Basınç bazı minerallerin
yeniden
kristalleşmesine
(rekristalizasyonuna) yol açar. Sonuçta, çoğu
metamorfik kayaç mikroskobik minerallerden
değil,
daha
çok
iri
taneli
magmatik
kayaçlardakine benzeyen gözle görülebilir
kristallerden oluşur.
Bazı
minerallerin
kristalleri,
örneğin
mikaların (bunlar levhamsıdır) ve hornblend’
in (bunlarsa iğne şekillidir), tercihli bir
yönlenme göstererek yeniden kristalleşirler.
Yeni yönlenmeler, esas olarak, sıkışma
kuvvetlerinin yönüne dik olacaktır. Sonuçta
oluşan mineral yönlenmesi kayaca tabakalı
veya bantlı bir doku kazandırır ki buna
67
foliasyon (yapraklanma) denir. Basitçe söylenirse yapraklanma dokusu, bir metamorfik kayacın mineralleri
ve yapısal özellikleri, paralel bir düzenlenmeye zorlanırsa ortaya çıkar.
Foliasyonun, metamorfizma derecesine ve ana kaya türüne bağlı olarak değişik türleri vardır. Burada üçünü
kısaca inceleyeceğiz. Kaya veya sleyt klivajı, şistozite ve gnays dokusu.
Kaya (veya sleyt) klivajı: Şeylin sleyte dönüşmesi sırasında kil mineralleri küçük mika pulcuklarına dönüşür.
Üstelik, bu levhamsı mika kristalleri yassı yüzeyleri az çok paralel olacak şekilde dizilirler. Sonuçta, sleyt
mika tanelerinden oluşan bu tabakalar boyunca levha levha ayrılır. Bu özellik, onu minerallerle kendini
gösteren diğer klivajlardan ayırt etmek için, kaya klivajı veya sleyt klivajı olarak bilinir. Sleyti oluşturan mika
pulları çok küçük olduğundan, sleyt gözle görülür bir foliasyona sahip değildir. Fakat kolayca levhalara
bölündüğünden sleytin foliasyon gösterdiği düşünülebilir.
Şistozite: Çok daha aşırı sıcaklık-basınç rejiminde çok ince mika taneleri pek çok kat büyüyecektir. Çapı 1
cm’ ye ulaşan bu mika kristalleri kayaca pulsu bir görünüm verir. Bu tür foliasyon şistozite olarak bilinir ve
bu özelliğe sahip kayaçlar ‘şist’ olarak adlandırılır. İlksel ana kayaca bağlı olarak çeşitli şist türleri vardır ve
bunlar mineral bileşenlerine göre isimlendirilirler (mika şist, talk şist gibi). Bunlardan en yaygın olanı mika
şistlerdir.
Gnays Dokusu: Yüksek dereceli metamorfizma
sırasında iyon göçü minerallerin ayrılmasına
(segregasyon) yol açacak kadar aşırı ölçüde
gerçekleşebilir. Şekil 7.5’ te alttaki resim bunun
bir örneğini gösteriyor. Siyah ve beyaz renkli
silikat minerallerinin, kayaca, gnays dokusu adı
verilen bantlı bir görünüm kazandıracak şekilde
ayrıldığına dikkat ediniz. Bu tür dokuya sahip
metamorfik kayaçlara gnays adı verilir. Gnays
çoğunlukla
granit
ve
diyoritin
metamorfizmasıyla oluşur; fakat gabronun, hatta
şeylin yüksek dereceli metamorfizmasıyla da
oluşabilir.
Foliasyonsuz Doku: Bütün metamorfik kayaçlar foliasyon dokusu göstermez. Tek tür ve eş boyutlu
kristallerden oluşan metamorfik kayaçlarda gözle görülür foliasyon bulunmaz. Örneğin ince taneli bir
kireçtaşı (ki bu baskın olarak bir tek mineralden, yani kalsitten oluşur) metamorfizmaya uğradığında küçük
kalsit kristalleri, daha büyük birbirine kenetlenmiş kristaller şeklinde büyürler. Sonuçta oluşan kayaç olan
mermer iri taneli magmatik kayacınkine benzer bir dokuya sahiptir. Her ne kadar çoğu mermer foliasyon
göstermezse de, mermerin mikroskobik incelemesi tanelerin yassılaştığını ve paralelliklerini gözler önüne
serer.
68
Dahası, bazı kireçtaşları ince kil minerali tabakaları içerebilir, ki bunlar metamorfizma sırasında kıvrımlı bir
hal alırlar. Bu impüriteler çoğunlukla mermer boyunca akan kıvrımlı koyu malzeme bantları şeklinde
gözlenir.
Mineralojik Değişimler
Şeylin sleyte dönüşümüne neden olan metamorfizma sırasında kil minerallerinin mika kristalleri oluşturacak
şekilde yeniden kristallendiğini gördük. Çoğu yeniden kristallenmelerde kayacın kimyasal bileşimi değişmez
(tabii, su ve karbondioksit kaybını hesaba katmazsak). Daha çok, sudaki iyonlarla ana kayaçta varolan
minerallerin yeni ortamsal koşullarda yeni mineral oluşturmak üzere birleşmeleri söz konusudur. Bunun
yaygın bir örneği bolca kuvars içeren kireçtaşının kontak metamorfizma sırasında ısınmasıyla gerçekleşir.
Kalsit ve kuvars kristalleri kimyasal olarak reaksiyona girerler. Sonuçta Wollastonit (CaSiO3) oluşurken
karbondioksit serbest kalır.
Bazı ortamlarda ise, metamorfizma sırasında yapıya yeni malzeme katılması söz konusudur. Örneğin büyük
bir magma kütlesine komşu kayaç hidrotermal çözeltilerden yeni elementler kazanacaktır. Çoğu metalik
cevher yatağı hidrotermal çözeltilerden itibaren çökelmiştir.
Yaygın Metamorfik Kayaçlar
Öğrendiğimiz gibi metamorfizma, kayaçlarda yoğunluk artışı, kristal büyümeleri, mineral tanelerinin
yeniden yönlenmesi ve düşük sıcaklık minerallerinin yüksek sıcaklık minerallerine dönüşmesi gibi pek çok
değişikliğe neden olur. Dahası, yeni iyonların yapıya katılması yeni mineralleri oluşturur. Aşağıda, değişik
metamorfik süreçlerle oluşan bazı yaygın metamorfik kayaçlar ele alınmıştır.
Folyasyonlu Kayaçlar :
Sleyt : Çok ince taneli mika pulcuklarından ibaret, folyasyon gösteren bir kayaçtır. Sleytin en dikkat çekici
özelliği
mükemmel
kayaç
klivajı göstermesi, yani yassı
levhalar halinde ayrılabilebilme
kabiliyetidir. Sleytin bu özelliği,
onun çatılarda, zeminde, kara
tahta ve bilardo masası olarak
kullanılmasına olanak sağlar.
Sleyt, en çok şeylin düşük
dereceli
oluşur.
metamorfizmasıyla
Daha
ender
volkanik
metamorfizmasıyla
olarak,
külün
da
69
oluşabilir. Sleytin rengi mineral bileşenlerine bağlıdır. Siyah (karbonlu) sleyt, organik malzeme içerir.
Kırmızı sleyt, rengini demir oksite borçludur. Yeşil sleyt çoğunlukla klorit (mika benzeri bir mineral) içerir.
Sleyt, düşük dereceli metamorfizma koşullarında oluştuğundan şeylin orijinal tabakalaşma yüzeyleri
çoğunlukla korunmuştur. Ancak sleytteki kaya klivajının yönlenmesi ilksel sedimanter tabakalanmayla
belirgin bir açı yapar. Şeyl tabakalaşma düzlemleri boyunca ayrılırken sleyt klivaj yüzeyleri boyunca ayrılır.
Fillit : Bu, sleytle şist arasında bir geçişi temsil eder. Bunu oluşturan levhamsı mineraller sleyttekinden daha
iridir ; ancak hala açıklıkla tanımlanabilir
kadar büyük değildirler. Fillit sleyte
benzerse de, ondan yağsı parlaklığı ile
ayrılır. Fillit kayaç klivajı gösterir ve
büyük ölçüde, ince taneli muskovit ve
klorit kristallerinden oluşur.
Şist : Çok belirgin folyasyon gösteren,
kolayca ince dilim veya levhalar şeklinde
ayrılabilen kayaçlardır. Tanım olarak
şistler % 50 ‘den fazla levhamsı ve
çubuksu ( muskovit, biyotit ve amfibol )
mineral içerirler. Sleyt gibi bunun da ana
kayacı çoğunlukla şeyldir. Ancak şistin
oluşumu
için
daha
şiddetli
bir
metamorfizmaya ihtiyaç vardır. Çoğu şist
büyük dağ oluşum ( orojenez ) dönemleri
sırasında oluşur.
Şist
terimi
bir
kayacın
dokusunu
tanımlar. Bileşimi göstermek için mineral
isimleri de kullanılır. Örneğin, başlıca
muskovit ve biyotit mikalarından oluşan
şiste mika şist denir. Metamorfizma derecesine ve ana kayacın bileşimine bağlı olarak aksesuvarik mineraller
içerebilirler. Bu minerallerin en yaygını granat, stavrolit ve sillimanittir. Şu halde granat ve mika içeren bir
şist granat- mika şist olarak isimlendirilir.
Gnays : Gnays, çoğunlukla çubuksu veya küremsi minerallerden oluşan bantlı metamorfik kayaçlara verilen
isimdir. Gnaystaki en yaygın mineraller kuvars, potasyum feldispat ve sodyum feldispattır. Daha az miktarda
muskovit, biyotit ve hornblend te bulunur. Koyu ve açık renkli minerallerin ayrılması iyi gelişmiştir; bu,
kayaca bantlı bir görünüm kazandırır.
Bu yüzden çoğu gnays beyaz – kırmızı feldispatca zengin zonlarla koyu ferromagnezyum tabakaların
70
ardalanmasından oluşur. Bu bantlı gnayslar plastik bir haldeyken akma ve kıvrımlanma ile deforme
olmuşlardır. Bazı gnayslar levhamsı mineral tabakaları boyunca ayrılabilirse de çoğu düzensiz nir kırılma
gösterirler.
Mermer : Ana kayacı kireçtaşı ya da dolomit olan iri kristalli bir kayaçtır. Saf mermer beyazdır ve esas
olarak kalsit mineralinden oluşur. Çekici rengi ve yumuşaklığı nedeniyle (ki sertliği 3 ‘tür) mermer, banka ve
hükümet binalarında yapı taşı olarak kullanılır. Beyaz mermer heykel ve anıtların yapımında özellikle tercih
edilir. Ancak mermer temel olarak CaCO3 ‘tan oluştuğundan asit yağmuru tarafından kolayca etkilenir. Bu
yüzden bazı tarihi anıtlar ve mezartaşları kimyasal bozunmadan çok zarar görmüştür.
Kuvarsit : Çok sert bir metamorfik kayaçtır. Çoğunlukla kuvars kumtaşının metamorfizması ile oluşur. Orta
– yüksek dereceli metamorfizma sırasında kumtaşındaki kuvars taneleri birbirine kaynaşır. Yeniden
kristallenme öylesine tamdır ki, kuvarsit ilksel kuvars tanelerinin sınırı boyunca kırılmaz, kristalleri
katederek kırılır. Bazı durumlarda çapraz tabakalanma gibi bazı ilksel sedimanter özellikler korunabilir ve
kayaca bantlı bir görünüm verebilir. Kuvarsit tipik olarak beyazdır; ancak demir oksit içeriği kırmızı veya
pembe lekeler oluşturabilir. Koyu mineral taneleri kayaca gri renk verebilir.
Kontak Metamorfizma :
Kontak Metamorfizma, magmanın daha soğuk kayaçlar içine sokulması sırasında oluşur. Burada yerleşen
magma çevresinde hale denen bir bozunma zonu oluşur. Dayk ve silleri oluşturan küçük magma sokulum
kütleleri yalnızca birkaç cm kalınlıkta
haleleri içerirler. Batolitleri oluşturmak
üzere kristalleşen büyük magma kütleleri
ise birkaç km kalınlıkta metamorfik kayaç
zonları oluşturabilirler. Bu büyük haleler
çoğunlukla farklı metamorfik zonlardan
ibarettirdirler. Magma kütlesi civarında
granat gibi yüksek basınç mineralleri
oluşurken yan kayaç içinde kontaktan daha
uzaklarda
klorit
gibi
düşük
dereceli
mineraller üretilir.
Sokulan magma kütlesinin büyüklüğünün
yanı sıra yan kayacın mineral bileşimi ve
suyun bulunabilirliği de sonuçta oluşacak
halenin boyutunu etkiler. Kireçtaşı gibi
kimyasal
açıdan
aktif
kayaçlarda,
alterasyon zonu, magma kütlesinden 10
km uzaklara kadar ulaşabilir. Burada
71
granat ve wollastonit gibi mineral oluşumları metamorfik alanları belirler.
Çoğu kontak metamorfik kayaç ince taneli, yoğun, sert ve çeşitli kimyasal bileşime sahiptir. Örneğin şeyl
kontak metamorfizma sırasında bir fırındaymışcasına pişer ve porselene benzeyen çok sert, ince taneli bir
kayaca dönüşür. Bu kayaçların oluşumunda yönlü basınç asıl etmen olmadığından yapraklanma
göstermezler. Hornfels, kontak metamorfizma sırasında oluşan, folyasyon göstermeyen sertçe kayaçların
tamamı için kullanılan bir isimdir.
Büyük magmatik plütonlar soğurken, kristallenmeyen sıcak, iyonlarca zengin akışkanlar (hidrotermal
çözeltiler) dışarıya atılır. Bu çözeltiler yan kayaç boyunca süzülerek onunla kimyasal olarak etkileşirler ve
böylece metamorfik süreci hızlandırırlar. Dahası, hidrotermal çözeltiler çeşitli metalik cevher yataklarının
kaynağıdırlar. Bu çökeller başlıca bakır, çinko, demir ve altın içerirler.
Kontak Metamorfizma, şayet metamorfizma, magma ile yan kayacın sıcaklıkları arasındaki farkın büyük
olduğu yüzeyde veya sığ derinliklerde gerçekleşiyorsa kolayca tanınabilir. Kuşkusuz kontak metamorfizma
derinlerde de çalışır. Ancak oralarda bölgesel metamorfizma yüzünden etki belirsiz kalır.
Fay Zonları Boyunca Metamorfizma
Yüzeyin yakınında, kayaç gevrek bir katı gibi
davranır. Sonuçta bir fay zonu boyunca hareket
kayacı kırıp ufalar. Hatta bazı durumlarda
kayaç çok ince toz halinde ufalanır. Sonuç fay
breşi adı verilen az çok sert, kırılıp parçalanmış
kayaç
parçalarından
ibaret
bir
kayaçtır.
Kaliforniya’daki San Andreas fayı boyunca yer
değiştirme 1000 km’lik fay uzunluğu boyunca
3 km genişlikte bir fay breşi zonu yaratmıştır.
Bu tür sınırlı alanda gelişen ve tamamen
mekanik kuvvetlerin mineralleri ufalamasıyla
oluşan
metamorfizmaya
kataklastik
Metamorfizma denir.
Fay zonları ile ilgili yoğun deformasyonun önemli kısmı derinlerde oluşur. Bu ortamda kayaç sünümlü
akmayla deformasyona uğrar. Sonuçta uzamış taneler oluşur; bu ise kayaca lineasyon ve folyasyon
görüntüsü verir. Bu şekilde oluşan kayaçlar milonit olarak isimlendirilir. Bütün dünyada yalnız faylanma
sonucu oluşan metamorfik kayaçlar, diğer süreçlerle oluşanlara göre azdırlar. Yine de bunlar bazı alanlarda
oldukça yaygındırlar.
72
Bölgesel Metamorfizma
Daha önce de belirtildiği gibi, en büyük miktardaki metamorfik kayaçlar dağ oluşumu ile ilişkili bölgesel
metamorfizma sırasında üretilirler. Bu dinamik olay sırasında büyük yerkabuğu parçaları yoğun bir şekilde
sıkıştırılır ve aşırı ölçüde deforme hale gelir. Kabuğun bu genel kalınlaşması arazinin yükselip deniz seviyesi
üstüne çıkmasına sebep olur.
Dağ oluşumu sırasında malzeme (kayaçlar, topoğrafya) büyük yüksekliklere çıkarsa da, önemli bir kısım
malzeme de aşağıya doğru gitmeye zorlanır ve burada yani dağ köklerinde, en yoğun metamorfik aktivite
gerçekleşir. Burada deforme olan kayaçlar eriyecek kadar ısınır. Bir kez yeterince magma oluştuğunda
batmazlığı nedeniyle yüzeye doğru yükselir. Yüzeye yakın bir ortamda yerleşen magma bölgesel
metamorfizma zonu içinde kontak metamorfizmaya yol açacaktır. Öyleyse bölgesel metamorfizmadan
etkilenen alanlar aynı zamanda kontak ve kataklastik metamorfizma da gösterebilirler.
Sonuç olarak çoğu dağ zincirinin çekirdeği kıvrılmış, faylanmış ve çoğunlukla magmatik kayaçlarla karışmış
metamorfik kayaçlardan oluşur. Bu deforme kaya kütleleri yükseldikçe yüzeysel aşındırma üstteki
malzemeyi süpürecek ve böylece dağ zincirinin çekirdeğini oluşturan magmatik ve metamorfik kayaçlar
yüzeylenecektir.
Anadolu’nun iki büyük metamorfik masifi, Menderes ve Kırşehir masifleri, bir bölgesel metamorfizma
sürecinin ürünüdürler. Günümüzden yaklaşık 40-25 My önceki bir zaman aralığında ( Oligosen zamanında )
İzmir – Ankara okyanusu adı verilen, günümüzde tamamen ortadan kalkmış bir okyanusun kapanması
sırasında oluşan bu kayaçlar çoğunlukla şist ve gnayslardan ibarettirler.
Metamorfizma ve Levha Tektoniği
Metamorfizma
bilgimizin
çoğu
levha
tektoniği
teorisi
ile
özetlenen dinamik dünya
davranışı
bilgilerimizi
desteklemektedir.
modelde,
Bu
çoğu
deformasyon ve ilişkili
metamorfizma,
litosfer
levhalarının
birbirine
yaklaştıkları
yakınlaşan
levha sınırları civarında
oluşur.
Bazı
yakınsak
zonlar boyunca kıtasal
73
bloklar
dağlar
oluşturacak
şekilde
çarpışırlar.
Bu
yerleşimlerde
sıkıştırma
kuvvetleri
yakınlaşan
levhaları
sıkıştırarak
kenarlarını deforme eder. Dünyanın önemli dağ zincirlerinin çoğu, Alpler, Himalayalar, Appalaşlar bu
şekilde oluşmuştur. Bu dağ zincirlerinin hepsi iki yakınlaşan levha arasında sıkışmış, (değişik derecelerde)
deformasyona ve metamorfizmaya uğramış kayaçlardan ibarettirler.
Büyük ölçüekli metamorfizma okyanusal levhanın mantoya daldığı yitim zonları boyunca da oluşur. Alttaki
şeklin ayrıntılı incelenmesi bu tür levha sınırları boyunca birkaç metamorfik ortamın bulunduğunu gösterir.
Hendek yakınında soğuk okyanusal litosfer dilimleri büyük derinliklere dalar. Litosfer daldıkça sedimanlar
ve kabuk kayaçları giderek daha fazla sıcaklık ve basınca maruz kalırlar. Fakat levhanın içi soğuk kalır,
çünkü kayaç kötü bir ısı iletkenidir. Bu yüksek basınç ve düşük sıcaklık ortamında oluşan kayaç mavişist
adını alır. Çünkü bir tür mavi renkli amfibol olan glokofanı bol miktarda içerir. KB Anadolu’da Balıkesir ile
Eskişehir doğusunda uzanan kayaçlar bu türdendir.
Yitim zonları aynı zamanda önemli magma üretim yerleridir. Bu sebepten yüzeye yakın alanlarda, hendeğin
kara tarafına doğru magmatik kütlelerin sokulumuyla ilişkili metamorfizma yaygındır.
74
BÖLÜM-6
JEOLOJİK ZAMAN
75
Bugün hemen her jeologun çalışma odasını renklendiren, her stratigrafi ders kitabının vazgeçilmez bir
sayfası yada eki olan Jeolojik Zaman Çizelgesi’nin oluşturulması süreci aynı zamanda jeolojinin doğuşuna
karşılık gelen hayli ilginç bir stratigrafi macerasıdır.
Kronostratigrafik birimlerin sistematik olarak isimlendirilmeye başlanması, Britanya coğrafyasının William
Smith tarafından 1815 yılında tamamlanıp elle boyanan jeolojik haritalarından sonra ortaya çıkmıştır. İlk
isimlendirilen peryodlar, doğal olarak en belirgin litolojilerden oluşmuşlardır ki bunlar çalışmaların başladığı
kuzey Britanya’da kömürlü birimler ve kuzeybatı Avrupa’da tebeşirlerdir. Bunlardan ilki W. D. Conybeare
ve W. Philips tarafından 1822 yılında karbon devri anlamında Karbonifer (Carboniferous) ve ikincisi
Belçikalı araştırmacı J. J. d’Omalius d’Halloy tarafından yine 1822 yılında Latince Creta (tebeşir)
sözcüğünden türetilerek Kretase (Cretaceous) olarak isimlendirilmiştir.
Paleozoyik’in en alttan üç peryodunun isimlendirilmesi Britiş jeologları Murchison ve Sedgwick tarafından
1835’te, daha önce Smith tarafından haritalanan Devonshire, Cornwall Wales’ta gerçekleştirilmiştir.
Bunlardan Devoniyen ismi, Devon kasabasından, Kambriyen ismi bugün Wales olan yerin Latince adından
(Cambria) , Siluriyen ve Ordovisyen isimleri ise Romalılara karşı savaşmış yerli kabilelerin (Silures ve
Ordovicii) isimlerinden kaynaklanıyor. Kabile isimlerinden kökenlenen tek jeolojik zaman bu ikisi değildir.
Teksas’da Alt Kretase’yi ithafen kullanılan Komançeyen (Comanchean) Avrupalı istilacılara kafa tutmuş
Komançi Kızılderililerine izafeten kullanılmiştır. Büyük Britanya’da kronostratigrafik isimlendirilmelerle
ünlenen Murchison, daha sonra Rus çarı tarafından da davet edilmiştir. Murchison Rusya’dan Britanya
kömürlü istiflerinin korelanı olan Permiyen sistemini Perm şehrine izafeten türetmiştir.
Hemen hemen aynı zamanlarda Mesozoyik dönemine ilişkin bütün isimlendirmeler Batı Avrupa’dan
türetilmiştir. Von Alberti, 1834’te Almanya’daki çalışmalarıyla tipik olarak üç bölümden oluştuğunu
saptadığı (bunlar altta kırmızı karasal çökeller, ortada karbonat kayaçlar ve en üstte kırmızı şeyler) birime
“üç” sözcüğünün Latince kökünden türetilen Triyas adını vermiştir. Jura devri, çok daha önce 1799’da ünlü
Alman coğrafyacısı Alexander von Humboldt tarafından kuzey İsviçre’deki Jura dağlarında gözlenen
karbonat kayaçlar için kullanılmıştı.
Senozoyik’te farklı zamanlarda 2 devir ayrılmıştır. G. Ardinia, henüz 1760’ta İtalya’da farklı tipteki dağların
istifi için Tersiyer sözcüğünü önermiştir. Kuvaterner sözcüğü daha sonra J. Desnoyer tarafından
kullanılmıştır. Bunlar daha sonraları Fransız literatüründe sırasıyla 3. ve 4. zaman olarak kullanılagelmiştir.
Tersiyer’in ana bölümlere ayrılma önerisi Charles Lyell tarafından 1833 tarihli “Jeoloji’nin Prensipleri “ adlı
kitabında önerilmiştir. Bu alt bölümler yeni pliyosen, eski Pliyosen, Miyosen ve Eosen’dir. Pliyosen, Latince
“büyük ölçüde güncel”(major recent) anlamına gelen bir kökten türetilmiştir. Nedeni de bu birim içindeki
omurgasız fosillerin çoğunlukla %50 oranında güncel faunaya benzemesidir. Miyosen, daha az güncel
(minor recent) anlamındaki Latince kökten türetiliyor, Miyosen birimleri içerisinde omurgasız fosillerin
güncellerle pek az ortaklığı bulunuyor. Eosen yunanca, “güncelin şafağı (başlangıcı) anlamındaki Latince bir
sözcükten geliyor. burada rastlanan omurgasız fosillerin çok çok azı bugün güncel formlara sahiptir.
76
Çok sonraları 1854’te E. Beyrich, Lyell’in Miyosen ve Eosen’inin arasına Oligosen’i (Oligo (lat.) yok, eksik
anlamında bir kök) ve 1874’te Schimper Palosen’i (Paleo:eski, yaşlı köklerinden) öneriyor.
1846’da Edward Forbes Lyell’in yeni Pliyosen’i yerine Pleyistone ‘i öneriyor, ve bu Lyell tarafından da
uygun görülüyor.
Holosen (holo-tamamı, hepsi; ve kainos; güncel sözcüklerinden türeme) sözcüğü çok sonraları, son kıtasal
buzulların çekilmesinden bu yana geçen zaman için kullanılmaya başlanmıştır.
Günümüzde kullanılan standart bir Jeolojik zaman çizelgesi Şekil 14’te gösterilmiştir.
Jeolojik Zamanın Kavranmasında Biyostratigrafi
Stratigrafik kayıt, başlangıçta tamamen kaya türü temelinde üstteki gibi ayırtlanadursun, bu çalışmaların
sayısının artmasıyla birlikte Sistem’lerin de alt birimlerine ayrılabilirliği sorgulanmaya başlandı. Bu kavram,
aynı zamanda biyostratigrafinin gelişmesinde çok önemli rol oynamış Alcide Dessalines d’Orbigny (18021857) ’in çalışmalarından doğmuştur (Şekil 15).
D’Orbigny, jeolojik kaydı 6 an birime
ayırıyor, ve bu ana birimler (sistem)
içinde 28 evre ayırtlıyor. Araştırmacının
bu bölümlemesi, onun aynı zamanda
Jura faunası üzerinde (bunu 10 evreye
bölüyor)
ne
birikimine
denli
de
gösteriyor.
kapsamlı
sahip
bilgi
olduğunu
Ancak,
bugünkü
bilgilerimiz. çerçevesinde d’Orbigny’in
bu bölümlemesi ardındaki felsefeye
baktığımızda onun inanç sisteminden
kaynaklanan ciddi hataları görüyoruz.
D’Orbigny,
”Cours
paleontologie
stratigraphiques”
elemantaire
et
de
adlı
de
geologie
kitabında
“…dünyanın jeoloji zamanları boyunca
biri diğerini izleyen evrelerdeki faunalar
birbirlerinden tamamen farlıdırlar, bir
evreden diğerine hiçbir geçiş faunası
olmaksızın
geçiliverir,
yani
birbirlerinde ani yıkımlarla
evreler
Şekil 15: D’Orbigny’nin 1840’larda yaptığı kaya birimleri
sınıflaması.Çoğu jeolojik kat adının daha o zaman bilindiğine
77
Şekil 14: Standart bir Jeolojik Zaman Çizelgesi
78
ayrılmışlardır” demektedir. Gerçi bu fikirler yeni değildir. Daha önce Cuvier de ani yıkım kuramını,
paleontolojik verilere dayanarak ortaya atmıştı. Bu fikir, Elie de Beumont’un “her seferinde dağ silsileleri
yükselip su üstüne çıkıyor, böylece bu ani su hareketleri sırasında faunanın tamamı yok oluyor”düşüncesine
de yakındı. D’Orbigny yokoluşlar ve izleyen toplam 28 yeniden ortaya çıkışın gizemli çözümü olarak
sonunda “ardıl yaradılışlar” kuramında karar kıldı. Kuşkusuz bu hem yaradılışcıları hem de inanmazları
rahatsız etti. Hristiyanlığın kitabında böyle defalarca yaratma bulunmuyordu, hele sonra ortaya çıkanın
ilkinden daha yetkin oluşu insanın nihai yaratık olmayabileceği gibi bir sonuca çıkıyordu ki bu kabul
edilemezdi. İnanmazların nedeni ise çok daha geçerliydi; inanç ve bilim çok ayrı düzlemlerdi.
D’orbigny’in ölümünden iki yıl sonra Darwin’in evrim teorisi ile birlikte faunal ardıllık problemi çözüme
kavuştu. Ancak, bugünden bakıldığında gözüken bu çözüm o günkü bilimsel/toplumsal ortamı büsbütün
karıştırdı. Darwin, D’orbiyn’in belirttiği gibi faunal formların sıçramalı olmadığını, tersine aralarında
dereceli geçişler (gradualism) bulunduğunu söylüyordu. Bu fikir paleontologlara da yabancıydı, çünkü o
zamana kadar paleontologlar bunu verilerle ortaya koymamıştı. Transformism adı verilen bu Darwinci
anlayışın ortaya çıkmasıyla birlikte yapılan araştırmalar zamanla farklı evrelerin formları arasındaki
akrabalıkları ve bazen de evreler boyunca değişmeden kalan faunaları (yaşayan fosiller) ortaya çıkardı.
Yavaş yavaş evrimleşen (ya da hiç evrim göstermeyen) fosil gurupları bugünkü ortamsal koşulları geriye
doğru uzatma olanağı sağladıklarından giderek önem kazanmaya başladı ve buradan paleontolojik fasiyes
kavramı ortaya çıktı. Bu kavram, ilk kez 1836 başlarında Amanz Gressly tarafından iki farklı durum için
kullanıldı. Bunlardan ilki herhangi bir kaya biriminin verili bir petrografik özelliği işaret etmek üzere (buna
litofasiyes deniyor) , ikincisi de bu kaya türünün sahip olduğu paleontolojik topluluk (biyofasiyes) idi.
Öte yandan bazı güncel faunaların spesifik bazı ortamlarda yaşamalarına bakılarak, iki ana fosil türü
ayırtlanır. Bunlardan indeks fosiller, hızla evrimleşen ve geniş alanlara yayılan, kayaçların yaşlandırılması
için kullanışlı türleri, ender olarak cinsleri içerir. Fasiyes fosiller, sınırlı bir ortamda yaşayan ve geçmiş
paleocoğrafyayı kurgulamakta kullanılan cins veya genus için kullanılmıştır. Aslında fasiyes fosil kavramı
1695’lere kadar geriye gider. Woodward, pelajik ve litoral formları ayırmış, bu bölümleme sonradan
Lavoisier ve Rouelle tarafından da kullanılmıştır.
KRONOSTRATİGRAFİ CETVELİ
Stratigrafinin önemli nihai amaçlarından biri jeolojik birimler için global standart bir zamandizini (kronoloji)
inşa etmektir. Verilen bir alandaki kayaçları bu global ölçekle deneştirmek mümkün olmalıdır. Öylesine ki
bir jeologdünyanın neresinde çalışıyor olursa olsun bu kayaçları dünya tarihi içinde bir yere koyabilsin. Bu
global ölçek kronostratigrafi ölçeği olarak bilinir ve oluşumu pek çok jeoloğun emeğiyle olmuştur.
Kronostratigrafi ölçeği (veya çizelgesi) kronostratigrafi birimlerinden oluşur. Kronostratigrafi birimleri
belirli jeolojik zaman dilimlerinde oluşmuş kayaç kütleleridir. Kronostratigrafi birimlerinin sınırları zaman
ilişkilidir, yani bütün yerküreyi aynı zaman boyunca katederler.
79
Kronostratigrafi
birimlerine
bazen
kaya-stratigrafi
onları
birimlerinden
ayırmak
,
için
zaman stratigrafi birimleri adı da
verilir. Kronostratigrafi birimleri
bütün
stratigrafi
depolandığı
bilgisinin
bir
alandır.
Kronostratigrafi
cetveli,
jeologların bir yerlerde çalışırken
gözlemledikleri
kendi
kaya
istiflerini deneştirebilecekleri bir
standarttır. Cetvelin önemli bir
kısmı
son
150
geliştirilmiştir
yıl
ve
bir
içinde
dizi
sistemden ibarettir (Karnonifer
Sistemi, riyas Sistemi gibi). Her
bir sistem aynı zaman aralığında
oluşmuş
Sistemler
litolojik
kayaçlardan
başlangıçta
oluşur.
genel
Şekil 18: Phillips’in faunal çeşitliliğe dayalı eartemleri. Kesikli
çizginin solundaki alan hayat çeşitliliğini gösterir. Eratem sınırları
hayat çeşitliliğinde büyük düşüşlerin olduğu yerlere konmuştur.
benzerliklerine
dayanarak belirlenmiştir. Ancak, çoğu fosil içeriği temelinde tanımlanırlar. Çoğu kronostratigrafi birim sınırı
biyostratigrafi kullanılarak tanımlanır. Diğer bazı teknikler de giderek daha sık kullanılmaktadır. Bütün
Kronostratigrafi
mevcut
birimlerinin
olduğu
dünyada
bir
lokalite bulunmadığından, tek
tek sınırlar dünyanın değişik
yerlerindeki
stratotip
kesitler
üzerinden tanımlanır.
Sistemler, eratem olarak bilinen
daha
büyük
gruplanır.
birimler
Bunlar
da
olarak
faunal
değişikliklere göre tanımlanır.
John Phillips (1800-1874) –
William
Şekil 19: Kronostratigrafi ile litostratigrafinin ilişkisi. Aynı
kaya istifi A kolonunda düşey eksen zaman olarak, B’de düşey
eksen kalınlık olarak işaretlenmiştir.
Smith’in
yeğeni-
fosilleri içeren jeolojik kaydı
fauna
değişimlerini
dikkate
alarak üç alt bölüme ayırmıştır
(Şekil
18).
Bu
eratemlerin
80
sınırları kitlesel canlı yokoluş olayları ile belirlenir. Phillips, onlarıi faunalarına göre Paleozoyik (eski
yaşam), Mesozoyik (orta yaşam) ve Kanezoyik (ya da Senozoyik; yeni yaşam) olarak isimlendirmiştir.
Eskilikte bu günkü canlılara benzemezlik ölçü olarak alınmıştır.
Günümüzde Kronostratigrafi birimleri ile jeolojik zamanı birbirinden ayırmak olağan bir uygulama haline
gelmiştir. Kronostratigrafi birimi, belirli bir jeolojik zaman diliminde oluşan kayaç kütleleri için kullanılan
bir kavramdır. Geçen zamanın miktarı ise radyometrik yaşlandırma uygulamaları ile ortaya çıkarılabilir.
Jeolojik zaman soyut bir kavramdır ve kronostratigrafik kaydın geçen jeolojik zamanın tamamını içerdiğini
garanti edemetiz. Yer tarihinde
çökelmenin gerçekleşmediği zaman
dilimleri mevcuttur (Şekil 19).
Mutlak Jeolojik Yaş
Mutlak
yaşlandırma
bağıl
yaşlandırmadan fosil veya başka
verilere
göre
basit
düzenlenmesinden
istif
ziyade
rakamlarla ilgilendiği için farklıdır.
Çoğunlukla radyometrik tekniklerin
uygulanmasına dayanır.
Kayaçları
olarak
yaşlandırmada
oluşmuş
doğal
radyoaktif
elementlerin kullanılabilirliği 20yy.
başlarında fizikçi Lord Rutherford
tarafından
ileri
sürüldü.
Arthur
Holmes, radyometrik yaşlandırmaya
dayalı jeolojik zaman cetveli inşa
eden ilk jeolog idi. Uygulanan
yöntem,
duraysız
izotopların
radyoaktif bozunmasına dayanır. Bu
duraysız/karasız izotoplar atomik
partiküller veya enerji yayarak daha
kararlı izotoplara dönüşürler. Bu
radyoaktif
bozunma
bağımlıdır
ve
zaman
radyometrik
yaşlandırmanın temelini oluşturur.
Şekil 20: İki atom modeli.
81
Radyoaktif yaşlandırma ilkeleri
Temel atomik yapıyı gösteren iki model Şekil 20'de veriliyor. Atom, çekirdek denen bir merkezi bölgeye sahiptir. Bu
bölge içinde proton (bunlar pozitif elektrikle yüklüdür) ve aynı yoğunlukta nötronlar (bunlar yüksüzdürler) bulunur.
Çekirdeği, elektron adı verilen hafif partikül çevreler. Bunlar negatif yüklüdür ve çok hızlı hareket ederler.
Kolaylık açısından atomlar, tıpkı merkezde güneş ve onun çevresindeki yörüngelerde gezegenler gibi, merkezde
çekirdek ve çevresindeki yörüngelerde dolaşan elektronlar şeklinde gösterilir. Ancak elektronların dönüşü
gezegenlerinkine benzemez. Yüksek hızları yüzünden elektronlar çekirdek çevresinde enerji seviyeleri veya
kabukları adı verilen negatif yüklü zonlar oluştururlar. Bu yüzden bir atomu, Şekil 20' de olduğu gibi çekirdek
çevresinde hızla dönen bulut benzeri elektronları içeren bir kütle olarak hayal etmek daha doğrudur. Atom
çekirdeğinde bulunan protonların sayısı atom numarasını ve atomun adını beliler. Örneğin altı protonu olan bütün
atomlar karbon atomlarıdır , 8 protonu olanlar da oksijen atomu. Atomlar eşit miktarda proton ve elektron
içerdiklerinden atom numarası, çekirdek çevresinde dolaşan atomların sayısını verir, yani atomlar elektriksel olarak
nötraldirler. En hafif element olan hidrojen çekirdeğinde bir protonu ve onun çevresinde dönen bir elektronu içerir.
Peryodik cetvelde ardarda sıralanan her bir atomun bir fazla proton ve bir fazla elekronu, ve değişen sayıda nötronu
bulunur. Elektron konfigürasyonu çalışmaları her bir elektronun sistematik bir şekilde özel bir enerji seviyesine
eklendiğini gösteriyor. İlk temel seviye en çok iki elektron, sonrakiler 8 veya daha fazla elektron tutarlar. Daha
sonra göreceğimiz gibi genellikle en dış elektronlar (bunlara değerlik elektronları da denir) kimyasal bağlanmaya
katılır.
Eldeki bir elementin atom ağırlığı, çekirdekteki nötronlar her zaman sabit kalmadığından, değişebilir. Aynı
proton sayısına sahip ancak farklı sayıda nötron bulunduran atomlara izotop deniz. Örneğin Oksijenin iki
izotopu vardır. İkisinin de 8 protonu olmasına karşın birisinin 8 diğerinin 10 nötronu bulunur. Bir elementin
her izotopuna nüklit denir. Hepsi değil, ama bazı izotoplar karasızdır; zamanla karalı hale gelmek için
emisyon yayarlar, ya da tersine elektromanyetik radyasyonu ve atomik partikülleri tutarlar. Buna radyoaktif
bozunma adı verililir. Radyoaktif bozunmada orijinal izotop ebeveyn nüklit (parant nuclide) ve bozunma
ürünü de yavru izotop (dauther nuclide) adını alır. Bu sürecin jeoloji açısından önemi bu bozunmanın zaman
grafiğinin üssel olması ve zaman bağımlı olmasıdır. Bozunmanın zaman ölçeği çoğunlukla nüklidin
yarılanma ömrüyle ifade edilir. Bu, belli sayıdki ebeveyn nüklidin sayısının yarıya inmesi için gerekli olan
zamandır.
Bu ilkeler dahilinde şu veriler sağlandığı sürece, özel bir radyoaktif nüklitten bir mutlak radyoaktif yaş elde
etmek mümkündür. 1) Ebeveyn nüklidin günümüzdeki oranı, 2) Yavru nüklidin günümüzdeki oranı, 3)
Yarılanma ömrü. Bunlara ek olarak yüksek oranda hassas yaşların elde edilebilmesi için şu koşullar da
yerine gelmelidir. a) Bir radyoaktif nüklit oluştuğunda ya da kayaca girdiğinde radyoaktif olmayan
nüklitlerin hiçbiri bulunmamalıdır. b) Yaşı belirlenecek kayaçta hiçbir ebeveyn veya yavru nüklit ekleme
çıkarması olmamalıdır. Yani sistem kapalı olmalıdır. Pratikte bu ideal koşullar ender olarak karşılanır;
sapmalar için sonucu doğruya yaklaştıracak bazı düzeltmeler yapılır.
82
Radyoaktif yaşlandırma yöntemleri ve sınırlılıkları
Jeolojik olayların yaşlandırılması için çok çeşitli radyoaktif nüklitler kullanılabilir. Şekil 21, en yaygın
bozunma serilerinden bazılarını ve yarılanma ömürlerini göstermektedir. Yarılanma ömrünün büyüklüğü
yöntemin
uygunlukla
kullanılabileceği zaman
uzunluğu hakkında bir
fikir
vermektedir.
Yarılanma
kadar
kısa
yöntemle
ömrü
ne
ise
o
güvenilir
olarak ölçülecek yaş o
kadar kısadır. Örneğin
14
C (karbon 14 diye
okunur)
Şekil 21: Jeolojik kaydın yaşlandırılmasında kullanılan bazı
radyoaktif reaksiyonler.
yalnızca
Kuvaterner’in son dönemi için (50.000 yıl) uygun yaşlar verir. Buna karşın
238
U Prekambriyen kayaçlarının
yaşlandırılmasında kullanılabilir. Radyoaktif yaşlandırmanın bir sınırlılığı onun neredeyse yalnız kristalin
kayaçlara (magmatik ve metamorfik) uygulanabilir olmasıdır. Bu kayaçlar büyük ölçüde kapalı sistemlerdir.
Radyoaktif saat, kristallenme ile birlikte çalışmaya başlamıştır. Sedimanter kayaçlardan elde edilecek yaşlar
ise yalnızca kaynak kayaçların yaşını verecektir.
yaşlandırılmasında kullanılır. Duraysız
14
C yaşlandırması sedimanlardaki organik maddelerin
14
C nüklidi, atmosferin üst tabakalarında
14
N’ün kozmik ışınlarla
bombardımanı sayesinde oluşur. Bu radyoaktif karbon, atmosferden hidrosfer ve biyosfere uzanır. Bir kez
sedimanlarda organik madde şeklinde hapsolduktan sonra kapalı bir sistemdeymiş gibi davranır, ve saat
çalışmaya başlar.
Metamorfik
kayaçların
minerallerinin
radyometrik
yaşlandırması
metamorfik
olayların
yaşının
belirlenmesinde kullanılabilir. Başkalaşmış magmatik kayaçlar ayrıca ilksel kristallenme yaşını da
verebilirler.